Геохимия создана на базе знаний, систематизированных химией, и практических запросов. Она связана с десятками естественных дисциплин, которые обогащаются путем взаимного использования информации. Родителями геохимии являются минералогия и петрография, так как в этих курсах ведущее место занимает изучение химического состава минералов и горных пород. Определение В. И. Вернадского – геохимия изучает химические элементы-атомы земной коры и, насколько возможно, всей планеты. Она изучает их историю, их распределение и движение в пространстве — времени, их генетические соотношения. К этой формулировке довольно близко определение А. Е. Ферсмана: «Геохимия изучает историю химических элементов-атомов в земной коре и их поведение при различных термодинамических и физико-химических условиях природы».

Геохимия – наука, изучающая распространение атомов химических элементов в космосе и на Земле, историю их существования, происхождение, а также поведение в различных природных условиях.

Понять историю атомов в земной коре (и вообще на Земле и в космосе) можно, лишь изучив свойства этих атомов, так как различные природные процессы, связанные с распределением и миграцией химических элементов в пространстве и времени, являются функцией в первую очередь этих свойств. Современная геохимия учит, что распространенность элементов, т. е. относительные их количества на Земле и в космосе, определяется устойчивостью ядер их атомов, химические же свойства и перемещение атомов (миграция) находятся в тесной связи с характером внешних электронных орбит атомов.

Геохимия, наука сравнительно молодая, переживает в настоящее время стадию особенно интенсивного развития. Достаточно четко оформились следующие основные проблемы:

1. Выяснение закономерностей распределения отдельных химических элементов во вселенной, в различных оболочках Земли (геосферах), особенно в земной коре и биосфере, т. е. выяснение качественного и количественного состава геосфер и причин, определяющих различную распространенность элементов. Изучение в тесной связи с этим законов, управляющих распределением элементов в космосе вообще, т. е. в метеоритах, на Солнце, звездах и т. д.

2. Выяснение закономерностей миграции химических элементов в земной коре и причин неравномерного распределения их на различных участках земной коры (например, концентрация металлов в месторождениях и рассеяние в породах). Выяснение в связи с этим причин, определяющих совместное нахождение элементов и последовательность их выпадения в форме тех или иных минеральных комплексов, т. е. так называемый парагенезис элементов и минералов.

Вторая проблема сводится к изучению причин, которые управляют отдельными природными процессами: выпадением элементов из магматических расплавов (кристаллизация, пегматитовый процесс и др.), из гидротермальных растворов (рудные процессы), из холодных растворов (выпадение солей и др.), биогенезом, гипергенезом, техногенезом и т.д.

Первые две проблемы составляют содержание общей геохимии, на основе которой становится возможным разрешение следующих, более частных, конкретных проблем, касающихся окружающей среды:

3. Геохимия отдельных областей, т. е. выяснение закономерностей в распределении элементов между отдельными географическими системами, геологическими отложениями в связи с их возрастом, тектоникой, петрографическим составом и т. д.

4. Геохимия отдельных элементов, т. е. изучение поведения того или иного атома на Земле при различных термодинамических условиях и на различных стадиях ее космической и геологической истории.

5. Геохимия месторождений полезных ископаемых, и аномалий содержания хим. элементов в природе.

5. Эндемические особенности хим. элементов и болезни.

Говоря об окружающей среде, обычно имеют в виду атмосферный воздух, поверхностные и грунтовые воды, океан, почва, горные породы верхней части литосферы, что можно в целом назвать географической оболочкой.

Большинство организмов, населяющих Землю и оказывающих значительное воздействия на состав атмосферного воздуха, литологии, океанических вод и вод суши, прошли длительный путь эволюции, длительность которой измеряется миллионами, десятками миллионов лет. Бактерии эволюционировали совместно с земной корой уже на протяжении миллиардов лет. Понятно, что в процессе эволюции определились формы жизни, которые воспроизводят условия существования биосферы на поверхности Земли. Поверхность Земли следует воспринимать как целостный организм, воспроизводящий окружающую среду необходимую для собственного существования.

До первой промышленной революции (начало XX века), когда биосферу еще можно было считать находящейся в равновесии, на долю всех позвоночных, включая человека, приходился лишь 1 % потребления органики, производимой всей биосферой. Сейчас лишь одно человечество использует более 7 % органики, производимой растениями и животными. Это сигнал о надвигающейся катастрофе. Другой сигнал связан с ростом концентрации углекислоты в атмосфере. Она и раньше не была постоянной, но биота откликалась на изменение концентрации увеличением или уменьшением прироста фитомассы. В ХХ веке, когда концентрация углекислоты возросла на 17 %, сколько-нибудь заметного увеличения фитомассы не последовало. Скорее, имеет место обратное явление – сокращение, вызванное снижением ассимиляционных свойств окружающей среды по антропогенным причинам. Деятельность промышленности и увеличение концентрации углекислоты в атмосфере вызывает потепление климата на Земле. В 2007 году впервые освободились ото льдов воды между Гренландией и Северной Америкой, что открывает проход судов в этой части океана. Расчеты показывают, что для возвращения биосферы в равновесие, при современных технологиях, а, следовательно, и уровне потребления (в том числе и энергии), население Земли не может составлять более 500 млн. человек.

Последние 150 лет население Земли росло и продолжает расти феноменальными темпами. С древнейших исторических эпох до начала прошлого века численность жителей Земли колебалась около нескольких сотен миллионов человек, то медленно возрастая, то снижаясь из-за эпидемий и волн голода. Только около 1830 г. она достигла численности 1 млрд. человек. Этому в немалой степени способствовало введение новых сельскохозяйственных культур, использование техники, повышавшей эффективность земледелия. Начала практиковаться крупномасштабная селекция домашних животных с высокой продуктивностью молока и мяса. Работы Луи Пастера, показавшие, что эпидемии вызываются микроорганизмами, привели к разработке эффективных мер профилактики и лечения заболеваний. Важнейшим результатом всего этого было резкое снижение младенческой и детской смертности, увеличение продолжительности жизни.

Европа и европейская часть России были покрыты дремучими лесами, ныне уничтоженными объединенными усилиями хлеборобов многих стран, задолго до смены феодального общества капиталистической системой. Таким образом, еще не так давно, всего несколько сот лет назад, биологическая компонента окружающей человека среды достаточно резко отличалась от того, что получило в наследство от своих предков современное поколение. Однако в доиндустриальный период развития и на ранней стадии промышленного периода человека, всецело занятого борьбой с непокорными силами природы, мало интересовали возможные последствия его деятельности, которая практически еще не нарушала сколько-нибудь серьезно установившееся равновесие во взаимодействии геосфер. Рост производительных сил кратно увеличил воздействие человека на природу за последние сто лет. Воздействие человека на окружающую среду многообразно и вызывает множественные изменения в геохимических циклах биосферы, так что итог этих изменений оказывается непредсказуем. Смысл заключается в том, что скорость изменений геохимических циклов Земли существенно меньше темпов роста потребностей человека и его воздействия на среду, которая его окружает. Люди стали заложниками собственного благополучия.

Технический прогресс земной цивилизации изменил это положение коренным образом. Начавшаяся после второй мировой войны научно-техническая революция сопровождалась резким скачком использования природных ресурсов и промышленного производства в глобальном масштабе. Продолжая расти экспоненциально в течение последних 25 лет, производство и потребление природного сырья достигло огромных объемов. С 1965 г. в мире ежегодно добывается и сжигается не менее 3 млрд. т каменного угля, извлекается из недр более 0,5 млрд. т железной руды, более 40 млн. т бокситов, более 5 млн. т меди и т. д. (Беус и др., 1976). По подсчетам Горного бюро США только промышленность Соединенных Штатов за тридцатилетие (с 1940 по 1970 г.) потребила больше минерального сырья, чем все человечество, начиная с античного периода и до второй мировой войны. Таким образом, хозяйственная деятельность человека превратилась в геологический фактор, определяющий развитие планеты.

Таким образом, у человечества три выхода:

¾ влиться в существующие механизмы биосферы, стать одним из механизмов воспроизводства качественного состава окружающей среды, существенно сократив воздействия на неё;

¾ создать свою искусственную замкнутую среду отдельную от природного окружения по типу космического корабля, что пока невозможно из-за недостаточности знаний о функционировании биосферы, естественных геохимических потоках вещества в окружающей среде и отсутствии соответствующих технологий;

¾ уничтожить среду своего обитания и свой вид.

Если убрать третий выход, который можно назвать «выход в никуда», то остаются два. Второй весьма сомнителен в реализации, так как замкнутые производства отсутствуют на Земле и есть подозрения, что такие производства в принципе невозможны. Остается лишь один выход наиболее выгодный – первый, но он требует существенного увеличения расходов на воспроизводство качества окружающей среды и сокращения потребностей в природных ресурсах.

Геохимическая неоднородность земной коры является её особенностью и важнейшем ресурсом, который всегда будет эксплуатироваться человечеством, как источник сырья, так и склад отходов. Основное условие биоразнообразия живого на планете – это разнообразие не столько климатических условий, сколько её геохимической неоднородности.

Краткая история развития геохимических идей

Слово «геохимия» впервые ввел в 1838 г. натуралист К.Ф. Шенбейн, который предсказал неизбежность появления науки, изучающей содержание различных химических элементов в разных типах горных пород и в земной коре в целом. Под этим названием стали понимать науку о закономерностях химического состава, происхождении и миграции масс различных химических элементов, слагающих земной шар. Однако как особая наука геохимия могла создаться только в конце XIX в., после того как Д. И. Менделеевым (1868) была открыта периодическая система химических элементов. На основе её утвердится атомистический взгляд на вещество вселенной.

Особенно большие успехи были сделаны в области изучения распространения химических элементов на Земле и в метеоритах благодаря работам, начатым в США Кларком, а у нас Вернадским много лет назад (первые таблицы Кларка были составлены в 1889 г.). Эти работы заинтересовали большой круг выдающихся ученых, особенно химиков и физиков, разрабатывавших точнейшие методы анализа (химический, спектральный, рентгенохимический, радиохимический, полярографический, люминесцентный и др.). Успехи химии, физики и других наук во второй половине XIX в. и в XX в. позволили теоретически разрешить многие проблемы, которые возникли при обобщении геохимических фактов в эмпирические закономерности.

Исторически первое направление связано с именами Кларка и его последователей (Ноддаки, Гевеши, Панет и др.). Главной задачей геохимии они считали изучение количественного химического состава нашей планеты, особенно земной коры и отдельных ее частей — горных пород, минералов, гидросферы и атмосферы. Многие тысячи анализов, произведенных при этих исследованиях, позволили решить в первом приближении поставленную задачу в отношении большого числа химических элементов.

Второе направление в геохимии было создано В. М. Гольдшмидтом. Он работал, особенно в первое время, в различных областях геохимии, в том числе над проблемой физико-химического объяснения явлений контактового метаморфизма и над проблемой распространения химических элементов. Придавая исключительное значение размерам радиусов ионов и атомов, оно недостаточно учитывало другие факторы, которые также влияют на распределение химических элементов в различных природных объектах. Важнейшей задачей геохимии он считал при этом объяснение распределения отдельных химических элементов между различными минералами и горными породами, исходя, в первую очередь, из кристаллохимических особенностей решеток минералов, из явлений изоморфизма. Такой взгляд нашел яркое выражение в его известной геохимической классификации элементов, в которой выделяются: элементы первоначальной кристаллизации, изоморфные с Mg и Fe; элементы главной кристаллизации, изоморфные с Si, Al, Ca, К; элементы остаточной кристаллизации, не изоморфные с обычными компонентами горных пород. Кристаллохимическое направление Гольдшмидта оказалось достаточно плодотворным.

Третье направление в геохимии было создано выдающимися советскими учеными В. И. Вернадским и А. Е. Ферсманом. Они определяли задачи геохимии гораздо шире, чем делали это Кларк и Гольдшмидт. Основное внимание они обращали на вопросы миграции атомов, на их поведение в различных условиях земной коры, ставя конечной целью дать для каждого элемента картину его распространения и движения в пространстве и во времени.

В. И. Вернадский справедливо считается творцом новой отрасли знания — биогеохимии, изучающей роль организмов в истории химических элементов. Он показал, что эта роль огромна и проявляется в разных формах. Организмы концентрируют (или создают условия для концентрации) многие химические элементы, особенно углерод, железо, кремний, фосфор и т. д., иногда в грандиозных масштабах; с другой стороны, они их рассеивают, поскольку микроорганизмы, состоящие из десятков химических элементов, рассеиваются, подобно газу, во всем объеме биосферы.

Большое внимание в течение длительного времени уделял В. И. Вернадский вопросам радиоактивности, интерес к которым у него проявился уже вскоре после самого открытия этого явления и не оставлял его в течение всей жизни. Он был одним из первых, кто разгадал и оценил огромное значение явлений радиоактивности для развития науки и будущих судеб человеческого общества.

В развитии мировой и отечественной геохимии одно из главных мест принадлежит Александру Евгеньевичу Ферсману. Широко известны многолетние работы А. Е. Ферсмана по пегматитам. Еще в самом начале своей научной деятельности он заинтересовался одним из сложных и интересных вопросов геологии – вопросом образования и развития пегматитов. В течение многих лет он собирал, сопоставлял и анализировал материалы по пегматитам. Он развивал и обосновывал идеи о так называемом остаточном расплаве. Его разработки опубликованы в большой монографии «Пегматиты».

Целый ряд его исследований посвящен проблеме кларков; самый термин «кларк» введен А. Е. Ферсманом. Он же предложил наряду с весовыми кларками вычислять атомные, что, как известно, дает более наглядное представление об относительных количествах атомов в геохимической системе. Введенные им логарифмические кривые кларков позволили дать теоретический анализ проблемы в целом и, в частности, объяснить как дефицитность, так и избыточность элементов. Он придавал проблеме кларков очень большое не только теоретическое, но и практическое значение.

А. Е. Ферсман привел к уровню новейших кристаллохимических достижений учение об изоморфизме, дав очень простые и ясные формулировки основных его положений. Он классифицировал многочисленные факты изоморфизма атомов и ионов на основе их положения в периодической системе элементов и ввел очень удобное понятие о звездах изоморфизма, т. е. наметил схемы, которые определяют степень изоморфной смесимости.

А. Е. Ферсман разработал и подробно изложил геоэнергетическую теорию, которая обобщает большой фактический материал, накопленный геохимией, минералогией, петрографией и учением о рудных месторождениях. Она объясняет последовательность кристаллизации минералов из расплавов и растворов, естественные ассоциации элементов и минералов, т. е. объясняет типы месторождений. В общем виде идеи о влиянии принципов термодинамики на ход естественных процессов высказывались неоднократно, однако никто из ученых до А. Е. Ферсмана не подвергал этот вопрос всестороннему и глубокому рассмотрению. В этом, бесспорно, его большая заслуга. Он предложил свой приближенный универсальный метод вычисления энергии кристаллической решетки, введя понятие паев энергии (эков), характеризующих каждый ион, и получая значение энергии кристаллической решетки любого соединения аддитивно из эков входящих в него ионов. Метод этот необычайно прост и достаточно точен для геохимических построений и выводов. Он ввел для каждого соединения особое понятие — «параген», т. е. функцию, которая определяет место данного соединения в парагенетической последовательности. Геоэнергетическая теория с единой, новой точки зрения обобщает большой фактический материал, накопленный геохимией, минералогией, петрографией и учением о рудных месторождениях.

Глубокий анализ геохимии провели такие русские исследователи как В. Г. Хлопин (радиогеохимия); А. П. Виноградов (кларки элементов, биогеохимия); Д. И. Щербаков (региональная геохимия); К. А. Ненадкевич (геохимия отдельных элементов); Н. В. Белов (кристаллохимия) и др.

Можно отметить геохимические работы, проведенные в Институте общей и неорганической химии АН СССР, Н. С. Курнаковым и его учениками при изучении природных солевых равновесий и условий образования соляных отложений.

Работы в области геохимии отдельных процессов проводились обычно в тесном контакте со специалистами родственных областей знания: минералогами, геологами, химиками, почвоведами и др. Подобные же комплексные исследования проводились в региональном разрезе с целью выяснить геохимические особенности отдельных территорий (Средней Азии, Урала и др.).

В Почвенном институте им. В. В. Докучаева были выполнены обширные исследования процессов выветривания горных пород, химического состава почв и миграции элементов в поверхностной оболочке нашей планеты, а также были заложены основы геохимии ландшафтов (Б. Б. Полынов, Глазовская, Перельман и др.).

Значительны были успехи в области геохимии отдельных элементов, особенно углерода, кислорода, железа, редких элементов, благородных газов, платины, золота, ртути и др. В этой области советские ученые под углом зрения геохимии обобщили материалы, накопленные предыдущими исследователями, существенно дополнив их своими наблюдениями и новыми фактами.

Таким образом, геохимией за 200 лет её развития установлено:

¾ распределение химических элементов и веществ в недрах и на земной поверхности на глобальном и региональном иерархических уровнях,

¾ превращение веществ в результате ядерных реакций, изотопный состав,

¾ их парагенетическая связь химических элементов и веществ,

¾ миграция, геохимические барьеры,

¾ роль биосферы в концентрации и рассеивании вещества,

¾ техногенные превращения и потоки химических веществ в окружающей среде.

Практическая значимость

В.И. Вернадский (2005) подчеркивал особую роль геохимии, которая необходима для химиков, геологов, биологов, географов, а её открытия касаются фундаментальных областей физики и подходят к освещению самых общих взглядов на устройство Вселенной. Практическое значение геохимии выражается уже в том, что аномальные содержание веществ в земной коре: очень низкое, или очень высокое может вызвать ряд заболеваний у человека, животных, растений с тяжелыми последствиями. А.А. Сауков (1975) указывал на пользу геохимии в поисках новых источников, видов сырья, что особенно касается рассеянных элементов. По его мнению, человечеству не грозит нехватка минерального сырья, так как в земной коре оно находится в бесконечно большом количестве (относительно потребностей человечества), но в рассеянном состоянии. Необходимы технологии, аналогичные тем, которыми пользуются бактерии, грибы, использующие энергию солнечного света для извлечения из первичных минералов горных пород необходимых питательных веществ: фосфатов, солей калия, натрия, кальция, магния, железа и т.д.

Геохимия участвует в поиске месторождений полезных ископаемых, так как концентрация химических элементов, сконцентрированных в месторождении, постепенно снижается в пространстве при удалении от него.

ЛЕКЦИЯ №2. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ.

Оценка фоновых и аномальных значений содержаний элементов.

Геохимическое поле – это пространство (территория), характеризуемое определенными количественными содержаниями химических элементов.

Среднее или модальное (наиболее часто встречающееся) содержание химического элемента в пределах геохимически однородной системы (участка) называется его геохимическим фоном.

Геохимическая аномалия– это область заметно повышенных (или пониженных) по сравнению с фоном содержаний химических элементов. Аномалии по масштабам своего проявления могут быть глобальными, региональными либо локальными или точечными. Геохимические аномалии иногда называют ореолами рассеяния элементов.

Различают положительные (выше фона) и отрицательные (ниже фона) аномалии.

Геохимические особенности той или иной территории, того или иного комплекса пород или месторождения хорошо характеризуются кларками концентрации.Для обозначения величины содержания конкретного элемента в той или иной среде используется понятие «КЛАРК».Этот термин связан с именем Ф.У. Кларка – американского геохимика, впервые предпринявшего на базе обширного аналитического материала вычисление средних содержаний химических элементов в различных типах горных пород и в литосфере в целом. В память о его вкладе А.Е. Ферсман в 1924 г. предложил именовать среднее содержание любого конкретного элемента в определённой вещественной среде КЛАРКОМ этого химического элемента. Единица измерения кларка – г/т (т.к. при низких величинах кларков многих элементов использовать процентные значения неудобно).

Закон о всеобщем рассеянии химических элементов именовать законом Вернадского-Кларка. Применительно к учению о биосфере его можно сформулировать так: в любом природном объекте Земли содержатся все химические элементы, находящиеся в ее коре.

Наиболее распространенные элементы принято называть макроэлементами.

Элементы же, содержание которых составляет сотые доли процента и менее называются микроэлементами. Понятие это относительное, так как конкретный элемент может быть микроэлементом в одной среде, а в другой относиться к основным, т.е. макроэлементам (Например, Al в организмах –микроэлемент, а в литосфере - макроэлемент, железо в почвах – макроэлемент, а в живых организмах - микроэлемент).

Если кларк концентрации превышает единицу,— имеем накопление данного элемента, если кларк концентрации меньше единицы,— имеем обеднение данным элементом. Так, в месторождениях осадочных железных руд имеем высокие кларки концентрации для железа, мышьяка, марганца и других элементов, низкие кларки концентрации для натрия, калия, кремния и др.

В соответствии с величиной кларков концентрации можно выделить геохимические провинции, для которых характерно обогащение теми или другими элементами. Так, можно говорить об оловоносных, золотоносных, редкоземельных и других геохимических провинциях. Установление кларков концентрации является также одним из характерных методов геохимических исследований.

Это особенно важно для геохимии, так как помимо валентных свойств химических элементов, процессы их миграции в существенной мере зависят от их размеров.В наибольшей мере, эти параметры влияют на явления изоморфизма – взаимозамещения атомов в химических соединениях

Примеры рядов Вернадского:

Al – Fe – Cr

Br – J – Cl

V – P – As – Sb

Na – K – Rb – Cs

W – Mo

Mn – Fe – Zn

Pb – Tl

Ca – Mg

Зона гипергенеза - совокупность процессов химического и физического преобразования минеральных веществ в верхних частях земной коры и на ее поверхности (при низких температурах) под действием атмосферы, гидросферы и живых организмов

Важным моментом в геохимии ОС является выявление путей и способов миграции веществ. При выветривании на земной поверхности многих месторождений в результате миграции элементов образуются вокруг этих месторождений ореолы, отличающиеся повышенным содержанием характерных элементов месторождения. Эти ореолы могут быть представлены соответствующими рудными минералами (например, в случае россыпей), растворимыми соединениями (в водных растворах), сорбированными ионами (в рыхлых высокодисперсных продуктах выветривания и в почвах) и т. д.

Изучение этих ореолов также является одним из важных геохимических методов, который позволяет вести поиски соответствующих месторождений. Сюда относится и определение содержания различных элементов в растениях, произрастающих на почвах, которые образовались на тех или иных горных породах или месторождениях: повышенное содержание данного элемента в некоторых растениях указывает на избыток его в почвах, а следовательно, и в том первичном субстрате, из которого они образовались (в породах или месторождениях). Ореолы вокруг угольных и нефтяных месторождений обогащены углеводородами, вокруг урановых — гелием и радоном. Изучение распределения этих газов в почвах и породах помогает поискам соответствующих месторождений.

При миграции элементов возникают на их пути различные геохимические барьеры, что приводит к концентрации веществ. Изучение таких барьеров также лежит в основе геохимических методов исследования.

Часто, в геохимических исследованиях приходится прибегать и к другим методам, в том числе к методам минералогии, петрографии и других геологических наук, поскольку изучаются в основном минералы, руды, горные породы, воды и газы, залегающие в тех или иных геологических условиях.

Методы исследования геохимии

Для решения своих задач геохимия пользуется различными методами. Изучение качественного и количественного состава горных пород, минералов, вод, газа, живого вещества ведется аналитическими методами: химическим, микрохимическим, спектрально-оптическим квантометрическим, рентгенохимическим, полярографическим, радиохимическим, люминесцентным и др. Но геохимия предъявляет к этим методам особые, более повышенные требования, чем другие науки. Например, минералоги, петрографы и специалисты по рудным месторождениям интересуются в основном лишь элементами, находящимися в состоянии концентрации, и считают поэтому удовлетворительным анализ, проведенный с точностью до 0,01%. Геохимию в одинаковой мере интересуют и элементы в состоянии рассеяния, содержание которых составляет иногда лишь тысячные, во многих случаях миллионные, а иногда даже и миллиардные доли процента.

Иногда приходится комбинировать различные методы, чтобы еще более повысить чувствительность определений. Например, для определения ряда особо редких элементов в горных породах (рения, галлия и др.) берут очень большие навески (сотни и тысячи граммов), подвергают их химическому обогащению, посредством которого искомый элемент концентрируется в небольшой части вещества, где его потом и определяют количественно, применяя тот или иной чувствительный метод (спектральный, полярографический и др.).

Для решения других геохимических задач, связанных с выяснением миграции атомов, их естественных ассоциаций в земной коре, их относительным распространением в пространстве и т. д., геохимия пользуется рядом других методов.

Одним из наиболее важных методов исследований в геохимии окружающей среды – это сравнительно-географический. В течение ряда последних десятилетий большие успехи сделаны в разработке и применении на практике важного метода — геохимического картирования, т. е. составления для определенного участка территории такой карты, которая давала бы представление о содержании тех или иных элементов в любой точке изучаемого участка. Таковы, например, купрометрические карты для медных месторождений, станнометрические карты — для оловянных и т. п. На этих картах точки одинаковых содержаний данного элемента соединяются соответствующими кривыми. Такие карты помогают рационально направлять разведочные работы, а в ряде случаев и производить подсчеты запасов металла в данном месторождении.

Кроме подробных частных карт, можно составлять и общие карты, на которые особыми способами могут наноситься спектры химических элементов (соотношения). Попытки составления таких общих карт делались для массивов изверженных пород. Гораздо доступнее поэтому геохимические профили, показывающие изменение содержаний тех или иных элементов по линии разреза. Примерами могут служить литологические профили, если они достаточно охарактеризованы в химическом отношении, а также вертикальные и горизонтальные разрезы по месторождениям с указанием содержаний элементов.

ЛЕКЦИЯ №3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ И ВСЕЛЕННОЙ.

Образование Вселенной

По современным представлениям Вселенная возникла 12–15млрд лет назад. Теорию очень плотной и горячей Вселенной развил физик Г. Гамов. Первоначальное сингулярное состояние Вселенной было сжатое. Первичный нуклеосинтез, т. е. образование ядер легких элементов (в порядке убывания количества –Н, 4 Не, D, 3 He, Li) стал возможен через несколько минут после начала Большого Взрыва очень плотного и малого сгустка материи, а через один миллион лет началось формирование атомов химических элементов в ходе термоядерного синтеза в звездах. По информации современной теоретической физики процесс Большого Взрыва выглядит следующим образом: в начале взрыва температура 1032 по Кельвину была достигнута через 10– 43с, через одну секунду она снизилась до 10 10 К, через одну минуту – до 10 9 К, через 100 тыс. лет – до 10 4 К, через 1 млн лет – до 10 3 К. Вначале своего существования (до 300–400 тыс. лет) Вселенная представляла собой «кипящую смесь» из протонов, электронов, нейтрино и излучения, которые взаимодействовали между собой и вследствие продолжавшегося расширения вещества охлаждались. Остывшая плазма превратилась в нейтральный атомарный водород. В дальнейшем гравитационное сжатие и нагрев остывшей массы привело к образованию первичных звезд и галактик. Любая звезда формируется в результате коллапса и гравитационного сжатия газа и пыли. В расширяющейся и в настоящее время Вселенной обычное вещество (сочетания атомов и молекул – барионная форма) составляет4 % от общей плотности, небарионная темная материя (скрытая масса)– 26 %, темная энергия – 72 %.Любая звезда формируется в результате коллапса и гравитационного сжатия газа и пыли.

Эволюция звезд

Выделяют следующие этапы эволюции звезды.

1 этап. Облако межзвездного газа и пыли под действием гравитации сжимается, уплотняется, привлекая окружающее вещество.

2 этап. Вещество постепенно сжимается с образованием протозвезды, в которой температура и давление растут, однако нет светимости. При достижении температуры 10–15 млн К начинаются ядерные реакции в центре сгустка, превращение водорода в гелий.

При этом излучение приводит к светимости и выделению тепла.

3 этап. Основная стадия жизни звезды. В это время она почти не меняет температуру и светимость.

4 этап. Исчерпав запасы топлива в ядре, стареющая звезда размером Солнца расширяется и превращается в красный гигант, а большие по массе звезды (до 25 масс Солнца) – в красный сверхгигант. Температура падает. Солнце возможно поглотит ближайшие планеты. Образуется планетная туманность.

5 этап. Умирающая малая звезда сбрасывает газовую оболочку, а массивные звезды делаю это бурно, взрываясь и выделяя огромное количество энергии. Во Вселенной этот процесс зарегистрирован как взрыв Сверхновой. Газопылевые оболочки сброшенные звездами(туманности) являются материалом для формирования новых звезд или планет.

6 этап. После сброса газовой оболочки малая звезда типа Солнца превращается в компактный объект – белый карлик, размеры которого сравнимы с Землей. Массивные звезды сжимаются до размеров 10–20км, превращаясь в сверхплотные образования – нейтронные звезды или черные дыры.

Время жизни звезд зависит от ее размера. Чем большая масса звезды, тем короче ее жизненный путь. Считается, что Солнце окажется на стадии умирающей звезды примерно через 5 млрд лет.

В настоящее время общепризнанна точка зрения, что элементы Солнечной системы образовались в ходе звездной эволюции (наша галактика – Млечный Путь – насчитывает около 200 млрд. звезд). Всего галактик 1500. Хотя Вселенная образовалась приблизительно 15 млрд. лет тому назад, но и в современную эпоху рождаются звезды. Они конденсируются под действием гравитационных сил из гигантских газовых молекулярных облаков, первичное вещество которого состоит преимущественно из ядер водорода с небольшой примесью ядер гелия. Последние образовались в результате первичного нуклеосинтеза (синтеза ядер) в дозвездную эпоху.

Запасов водорода на Солнце при современном темпе его горения могло бы хватить на 100 млрд. лет. Однако водород сгорает только в центре Солнца, а там его запасов на 5 млрд. лет, после чего оно превратится в красный гигант с возрастанием радиуса в 200 раз и приблизится его внешняя оболочка к Земле, но, возможно, не захватит ее орбиты.

Самое грандиозное по мощности явление в природе – это слияние двойных нейтронных звезд (в диаметре несколько км) с образованием огненного шара, напоминающего свечение при взрыве атомной бомбы, и испускающего гамма-всплески.

Темп слияния нейтронных звезд на одну галактику – один раз в 10000 лет. Всего во Вселенной 10 млрд. галактик, поэтому во Вселенной каждую минуту сливается одна пара нейтронных звезд. Всплеск дают те звезды, у которых аномально великие магнитные поля, которые дают пульсарное излучение.

Происхождение химических элементов

Содержание химических элементов в природе и их происхождение связано с законами, управляющими ядерным веществом. Физики связывают эволюцию элементов с определенными реакциями, в которых из более простых ядер рождаются сложные.

Эволюция элементов – результат определенной последовательности ядерных реакций, протекающих во Вселенной, где есть подходящие условия. Предложенные гипотезы образования химических элементов можно разделить на две группы.

Согласно первой группе гипотез все химические элементы образовались в течение нескольких минут из сверхплотной материи при расширении Вселенной путем ядерных реакций между элементарными частицами: протонами, нейтронами, электронами, позитронами, мезонами.

По другой группе гипотез образование химических элементов происходило в массивных звездах, в которых высокие температура и давление создавали условия для ядерных реакций и превращения одних элементов в другие. Она в настоящее время общепризнанна. Исходным материалом для построения всех элементов считается водород – господствующий элемент Вселенной.

Для рождения атомных ядер необходим исходный материал и достаточное количество энергии. Гравитационные силы, сжимая вещество, могли разогреть водородный газ до необходимой температуры в несколько миллионов градусов. В ходе ядерных реакций он превращался в гелий. Из них в дальнейшем предстояло природе создать элементы Периодической системы. После начала синтеза элементов его продолжили гравитационные и ядерные силы.

В сердцевине звезды выгорает водород (N-процесс),падает давление, новое гравитационное сжатие поднимает температуру еще выше – до 100 млн °С (Н-процесс). При такой температуре роль топлива продолжил вновь образованный из водорода гелий. Ядра гелия приобретали энергию, достаточную для преодоления более высокого, чем у протона водорода, электростатического барьера – α-частицы (Не-процесс):

3 ⁴Не → ¹²С + γ.

Ядра элементов, захватывая α-частицы, создавали новые химические элементы (С-, О-процессы) до железа включительно:

¹²С + ⁴Не → ¹⁶О,

¹⁶О + ⁴Не → ²⁰Ne,

²⁰Ne + ⁴Нe → ²⁴Mg.

Процесс с участием α-частиц завершается, видимо, к концу активной жизни звезды. Дальше начинали действовать накопившиеся в продуктах горения кремния нейтроны (n-процесс). Сложные ядра оказались, как бы погружены в «ванну» из этих частиц. Если звезда остается устойчивой, после завершения α-процесса она испытывает дальнейшее сжатие при котором возникают термоядерные реакции в обстановке статического равновесия. В этих условиях образуются ядра с наиболее устойчивой связью околожелеза-56. Процесс образования ядер этой группы химических элементов назван е-процессом.

Захватывая нейтроны, атомные ядра начали расти по массе, образуя новые средние и тяжелые элементы. Их синтез связан с реакциями нейтронного захвата при еще более высоких температурах(n-, s-, r-процессы). Процесс нейтронного захвата (n) может происходить у ядер с массовыми числами от А = 20 до А = 56. При достаточном количестве в звездах элементов группы железа цепь нейтронного захвата с последующим β-распадом может продлиться до тех пор, пока не возникнут α-активные изотопы с массовым числом А> 209.В условиях звездных недр может протекать медленный s-процесс и быстрый r-процесс захвата нейтронов. Последний протекает за короткое время (секунды, минуты, часы) в период вспышки сверхновой звезды, аналогично взрыву водородной бомбы, с образованием элементов до 254Cf. Допускается мощная концентрация нейтронов, возникающих в ходе термоядерной реакции.

Самые тяжелые ядра, как предполагают ученые, возникают при вспышке сверхновой звезды, в которую превращается старая звезда, когда после выгорания топлива внутри ее падает давление. Резкое гравитационное сжатие приводит к взрыву оболочки с захватом глубоких областей звезды. И долгие миллиарды лет копившиеся там сложные ядра – драгоценный продукт эволюции звезды, проносясь сквозь нейтроны, попадают в межзвездное пространство.

Считается, что нейтроны во время вспышки сверхновой, подобно песку во время самума заполняющему любую трещину, быстро в большом количестве забивают сложные ядра, переводя их в разряд самых тяжелых и неустойчивых. Может быть, они как кристаллы в перенасыщенном растворе «растут» постепенно. По первому варианту предпочтение отдается образованию ядер платины, по второму – ядер свинца. Так действовали две модели нуклеосинтеза элементов. Некоторые теоретики допускают, что нейтронная звезда представляет собой остаток сверхновой и является космической фабрикой, специализирующейся

Среди тяжелых химических элементов имеются изотопы, относительно обогащенные протонами, которые не могли образоваться под влиянием рассмотренных выше процессов. Для объяснения их образования был предложен процесс протонного захвата (р-процесс). Он может происходить при взрыве сверхновых, которые содержат много водорода. Есть предположения, что синтез химических элементов непрерывно идет во Вселенной.

На Земле новые элементы, возможно, образуются в ее ядре. В микромире судьбу атомных ядер решают в основном ядерные и электромагнитые силы

На атомные ядра влияют π-мезоны с положительным электрическим зарядом. Проскальзывая через ядро, π-мезон вступает в реакцию с двумя нейтронами. Он превращает их в протоны, а сам покидает ядро в виде отрицательно заряженной частицы. Оставшееся ядро, не потеряв ни одного нуклона, превращается в новый изотоп химического элемента, который в Периодической системе находится на две клеточки дальше от элемента, его породившего. Относительная распространенность тяжелых элементов качественно совпадает для всех космических объектов, звезд, метеоритов, межзвездного пространства. Во Вселенной преобладают легкие элементы, так как у них ядра устойчивые, по сравнению с тяжелыми элементами. Из средних по массе выделяется железо.

Согласно выдвинутой физиками новой теории струн все наблюдаемые свойства элементарных частиц являются проявлением различных типов колебаний струн. На микроскопическом уровне вся материя состоит из комбинаций вибрирующих волокон. В ней каждая из частиц является крошечной одномерной петлей. Внутри каждой петли вибрирующее, колеблющееся волокно. Петли в теории струн имеют свои резонансные частоты. Поэтому электрон представляет собой один вид колебания струны, кварк – другой вид и т. д. Таким образом, вся материя и все взаимодействия объединяются в колеблющиеся микроскопические струны.

Между материальными объектами выделяют следующие виды взаимодействий: сильное, слабое, электромагнитное и гравитационное. Они осуществляются посредством частиц, переносящих взаимодействие. Глюоны переносят сильное взаимодействие, слабые калибровочные бозоны – слабое взаимодействие, фотоны – электромагнитное, гравитоны –гравитационное (Б. Грин, 2008).

В микромире судьбу атомных ядер решают в основном ядерные и электромагнитные силы.

В природе существуют в основном стабильные ядра и небольшое число долгоживущих радиоактивных изотопов. В легких ядрах содержится одинаковое количество нейтронов и протонов. Чем больше заряд ядра, тем труднее ядерным силам притяжения бороться с возрастающим электростатическим отталкиванием протонов. Природа справилась с этими затруднением, отпустив на тяжелые ядра вещество, почти вдвое разбавленное нейтронами, что приводит к стабильности ядра тяжелых химических элементов. По теории должно быть 6 тыс радиоактивных изотопов, 2 тыс изотопов известно. Периодическая система в 1930 г. заканчивалась 92-м химическим элементом – ураном. Более тяжелых элементов в природе не находили.

Итальянский ученый Э. Ферми расширил границы новых элементов, получив их в лабораторных условиях, облучая ядра урана замедленными нейтронами. Началась работа по синтезу трансурановых элементов в лаборатории, инициируя бета-распад (распад нейтрона на протон, электрон и нейтрино). Тяжелые ядра поглощали нейтроны и после β-распада превращались в элементы с атомным номером на единицу больше. Так шел процесс до сотого элемента (фермия).

После сотого элемента новые тяжелые элементы получали реакцией захвата тяжелым ядром ускоренных α-частиц (ядра гелия) или ядра изотопа водорода – дейтерия. При этом α-частица приносила в ядро сразу два новых протона и 99-й элемент давал 101-й. Ученые предполагают, что 114-й элемент по свойствам должен быть аналогом свинца, а 110 и 111-й элементы – аналоги платины и золота.

Почему же нет в природе трансурановых элементов? Ведь ядра рождаются и умирают и выживают более устойчивые. Наша планета образовалась около 4,5 млрд. лет назад и ядра трансурановых элементов и короткоживущих изотопов не дожили до нашего времени. Почти «вымер» изотоп урана-235.

Проблема относительной распространенности химических элементов на Земле и во Вселенной волновала ученых еще до рождения ядерной физики. Вселенная состоит из единого материала, разложенного по ячейкам таблицы Менделеева: 76 (70) % Н, 23 (28) % Не и 1 (2) % приходится на долю более тяжелых элементов. Относительная распространенность тяжелых элементов качественно совпадает для всех космических объектов, звезд, метеоритов, межзвездного пространства.

Везде преобладают легкие элементы. Среди средних по массе выделяется железо. Чаще других встречаются O, K, Pb. Таким образом, и содержание элементов в природе, и их происхождение связано с законами, управляющими ядерным веществом.

Таким образом, эволюция элементов – результат определенной последовательности ядерных реакций, протекающих во Вселенной, где есть подходящие условия (расширение Вселенной).

Нестабильные атомные ядра тяжелых элементов, присутствующие на Земле, – это радиоактивные часы Вселенной.

Таким образом, в синтезе элементов реально участвуют следующие процессы:

1. Н – сгорание водорода с образованием Не.

2. N – горение водорода при высоких температурах.

3. Не – горение Не с образованием С¹², О¹⁶, Nе²⁰. Процессы с α-частицами, при которых образуются Mg²⁴, Si²⁸, S³², Ar³⁶, Ca⁴⁰, в результате последовательного захвата α-частиц ядрами O¹⁶ и Ne²⁰.

4. С – взрывное горение углерода.

5. О – взрывное горение кислорода.

6. Si – взрывное горение кремния.

7. n – обогащение нейтронами продуктов горения кремния.

8. Равновесный Е-процесс – статическое равновесие между ядрами, протонами и нейтронами при высокой температуре объясняющее пик распространенности для Fe.

9. s-процесс медленного захвата нейтронов с образованием элементов до Вi²⁰⁹ включительно.

10. r-процесс быстрого захвата нейтронов с образованием элементов до Cf²⁵⁴ с периодом полураспада 60 дней. За это время затухает вспышка сверхновой. Например, r-процесс в уменьшенном масштабе возникает при взрыве водородной бомбы, когда U²³⁸ подвергается действию мощного потока нейтронов, в большом – при вспышке сверхновых.

11. р-процесс, при котором образуются богатые протонами ядра.

12. х-процесс с образованием Li, Вe и В путем взаимодействия космических лучей с атомными ядрами межзвездной среды.

13. U-процесс космологического нуклеосинтеза до образования звезд.

Химический состав космических тел

Объекты космохимии представлены звездами (95% массы вещества Вселенной), газовыми и пылевидными туманностями, межзвездным газом, рассеянной космической пылью, планетами, кометами, метеоритами, нейтронами, протонами, электронами, кварками. Химический состав отражает сложные пути их эволюции и определяется рядом физических и химических факторов: образование и преобразование атомов во времени; распределение атомов под влиянием космических причин (тяготение, световое давление, электромагнитные поля и др.); физико-химическое перераспределение групп атомов, электронов, молекул.

Кларки солнечной атмосферы принято считать кларками космоса, которые рассчитывают на 10⁶ атомов Si или Н. В спектре солнечной атмосферы открыто более 70 элементов с преобладанием Н (70% по массе), Не (28), на долю остальных приходится 2%. Очень мало тяжелых элементов после железа. По Л. Аллерому и Дж. Россу (1976) для первых 13 элементов получены следующие данные: H – 10⁶, He – 6,3·10⁴, O – 6,9·10², C – 4,2·10², N – 87, Si – 45, Mg – 40, Ne – 37, Fe – 32, S – 16, Ca – 2,2, Ni – 1,9, Ar – 1,0.

По данным астрофизиков эволюция звезд следующая: голубовато-белая→белая→желтая→красная→белый карлик→нейтронная звезда→“черная дыра”. Ядерные реакции зависят от температуры звезд (табл. 2). В звездах энергетически более выгодно образование устойчивых ядер с небольшим числом четного количества протонов и нейтронов. Соотношение Н и Не изменяется в зависимости от возраста звезд.

Таблица 1

Зависимость ядерных реакций в звездах от температуры

Температура, К^о	Ядерная реакция	Температура, К^о	Ядерная реакция
360 000	²Н+¹Н→³Не+γ	5 200 000	¹⁰Be+¹Н→¹¹C+γ
2 160 000	⁴Не+¹Н→⁵Li+γ	5 500 000	¹¹Be+¹Н→3⁴Не
2 200 000	⁷Li+¹Н→2⁴Не	15 500 000	¹²С+¹Н→¹³N+γ
3 300 000	⁹Be+¹Н→⁶Li+⁴He	18 300 000	¹⁴N+¹Н→¹⁵O+γ

Солнце представляет собой водородно-гелиевый раскаленный шар с плотностью 1,41 г/см³, который каждую минуту теряет 240 млн т массы путем излучения. Каждый квадратный сантиметр излучает 375859,48 Дж/мин. Отличие по химическому составу поверхности и глубинных частей незначительное. Изотопный состав Солнца по углероду и инертным газам близкий к земному, что указывает на генетическое единство всех тел солнечной системы.

В настоящее время Солнце движется между рукавами созвездия Стрельца и пройдет это расстояние через 4,6 млрд лет. При вхождении в спиральный рукав условия для живых организмов ухудшаются, так как в них образуются новые звезды типа Солнца и массивных сверхновых II типа. Вспышки сверхновых выбрасывают высокоэнергетические лучи, что губительно для всего живого. Радиационный фон, созданный в настоящее время оценивается величиной D_о=0,04 бэр/год.

Газовые туманности состоят из сильно разреженных газов, представляющих собой извержения из звездной материи. Соотношение Н:Не:О в газовых туманностях 1000:10:0,01.

Космические лучи – это поток атомных ядер очень высокой энергии, состоящих в основном из протонов (90%). В земной атмосфере они образуют вторичное излучение, в котором встречаются все элементарные частицы с высокой проникающей способностью. Поток космических лучей за пределами Земли составляет 10 частиц/см²/мин. Космические нейтроны образуют вторичные радиоактивные изотопы в верхней части атмосферы, преобразуют атомные ядра азота:

¹⁴N+n→¹⁴C+p; ¹⁴N+n→¹²C+³H.

Образуются радиоактивные изотопы ¹⁰Be, ²²Na, ²⁶Al, ³²Si, ³⁶Cl, ³⁹Ar.

Космические частицы – по сравнению с Солнечной системой, беднее Н, Не,Li, Be, B, но богаче тяжелыми металлами. За сутки на поверхность Земли поступает до 100 т космической пыли, метеоритов.

Метеориты – обломки космической материи. Изотопный состав по C, O, Si, Cl, Fe, Ni, Co, K, Cu, Ga, U такой же как изотопный состав этих элементов земного происхождения. Различие в изотопах по некоторым редким элементам и инертным газам (He, Ne, Kr, Xe) образуется из-за облучения метеоритов космическими лучами.

По составу метеориты делятся на металлические (никелистое железо), силикатные (Si, Al), сульфидные (FeS и др.) в зависимости от преобладания тех или иных элементов. Самые распространенные каменные (аэролиты) метеориты (90%). Среди каменных преобладают хондриты, для силикатной части которых характерны “хондры” – шарики диаметром в несколько миллиметров из стекла или раскристаллизованного материала.

Очень редко встречаются углистые хондриты с добавлением графита, органического вещества и аминокислот. Еще реже появляются ахондриты без “хондр”, мало металлов и близкие по составу к земным изверженным породам.

Считают, что хондритовые меториты возникли между Марсом и Юпитером при распаде астероидов с радиусами до 370 км. Относительная частота выпадения метеоритов разных классов по Дж. Вуду (1971) следующая: хондриты (85,7%), ахондриты (7,1), железные (5,7), железо-каменнные 1,5%. Поверхности Земли ежегодно достигает 500 метеоритов размером меньше 10 см в диаметре. На Земле известно 150 кратеров от падения метеоритов: в Северной Америке 52, Европе 36, Азии 20, Австралии 18, Африке 16, Южной Америке 8. Известен кратер от астероида диаметром 1,2 км в штате Аризона в США, образовавшийся 50 тыс лет назад. Кратеров, диаметром более 10 км насчитывается 60, меньше 10 км – 90. Для глобальной катастрофы достаточно падения метеорита диаметром 1 км с радиусом разрушения 200-300 км. При падении его в океан высокие волны затопят участки суши на низменностях. В марте 1989 г. астероид диаметром 300 м пересек орбиту в точке, где всего лишь 6 часов назад находилась Земля. Наземные службы зарегистрировали лишь после удаления его от планеты. Поэтому необходимо направлять усилия на усовершенствование сети наблюдений за небесными телами и разработку способов нейтрализации небесных тел, появляющихся в зоне притяжения Земли.

Планеты Солнечной системы

Геохимия планет изучена недостаточно. Лишь во второй половине XX века наблюдения за планетами с Земли дополняются информацией со спутников и межпланетных станций. Существует много гипотез о происхождении планет.

По гипотезе доктора геолого-минералогических наук А. Ходько космические катастрофы зашифрованы в таблице Менделеева. За время жизни звезд происходит периодический семикратный сброс отработанной плазмы в окружающее пространство под влиянием внутреннего давления на большие расстояния, с которой впоследствии формируются планеты.

Исходя из легенды племени нагуа Центральной Америки, записанной биографом Х. Колумба – Лас Касас, произошла гибель “пятого Солнца”, т.е. пятого выброса плазмы. Первый выброс плазмы на Солнце произошел на расстояние 1,5 астрономических единиц, т.е. на орбиту, где сформировалась планета Фаэтон, которую постигла катастрофа – нынешние обломки метеоритов. Основу плазмы составили химические элементы первого периода. После синтеза на Солнце элементов второго периода произошел второй выброс плазмы, послуживший материалом для формирования Луны. Как меньшая по массе планета, она попала под воздействие Земли. Венера и Меркурий – результат соответственно третьего и четвертого выброса плазмы Солнца, соответствующей по составу третьему и четвертому периоду таблицы Менделеева. После пятого выброса началось формирование пятой планеты на расстоянии менее 1/3 а.е. от Солнца. Ее существование было предсказано в XIX столетии Ж. Леверье как причина орбитальных возмущений Меркурия. Он назвал ее Вулканом. Однако ее можно будет зафиксировать лишь после уплотнения ее по массе. Шестая вспышка на Солнце должна произойти более чем через 3 млрд. лет. Таким образом, рожденные планеты со сброшенной Солнцем плазмы, удерживают те элементы, синтез которых закончился на нем к моменту выброса звездной оболочки. В момент сброса плазмы происходит деформация на сформированных планетах с образованием гор, континентов, океанов, т.е. периодические катастрофы.

Кандидат технических наук М.Г. Виноградова – специалист в области механики центробежных полей, разработала гипотезу образования других планет Солнечной системы. Она утверждает, что Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун (планеты состоят из газовых компонентов) раньше были звездами. Они синтезировали химические элементы, сбрасывали их периодически и формировали планеты, часть из которых стала спутниками больших планет, за исключением Марса и Земли. Раньше Юпитер вместе с молодым Солнцем представлял двойную звезду. Захват Солнцем Земли и Марса – это результат развития и взаимодействия двойной звезды.

Земля пятикратно получала воздействие взрывной волны Солнца при сбросе плазмы, что зафиксировано в геологической памяти – изменение геологического строения. Первые два удара пришлись на Землю, когда она находилась в текуче-аморфном состоянии, и их следы не сохранились. Затем 3,7 млрд. лет назад (третий удар) она была расколота на континенты и впадины. Четвертый удар (2 млрд. лет назад) образовал новые расколы и перестройки континентов и океанов, пятый удар (220 млн. лет назад) создал впадину Тихого океана.

Эти гипотезы объясняют механизм образования специфического химического состава планет, которые имеют разный возраст и разные источники происхождения. В них есть рациональное зерно, поэтому они ближе геохимикам. Другие гипотезы также имеют право на существование. Катастрофы на Земле были и могут быть по другим причинам: столкновение с кометой, проникновение к поверхности космических и рентгеновских лучей при прохождении Солнечной системой опасных мест в Галактике, поглощение нейтронной звездой и др.

Рассмотрим ниже особенности химического состава планет, за исключением Земли, о которой информация будет изложена в последующих главах.

Планеты отличаются по размерам, плотности, массам, расстоянию от Солнца и другим параметрам (табл. 3). Они делятся на две группы: внутренние планеты (Меркурий, Венера, Земля, Марс) и внешние (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и Плутон). Их разделяет кольцо астероидов между Марсом и Юпитером. По мере удаления от Солнца планеты, вплоть до Земли, увеличиваются и становятся более плотными (3,3-3,5 г/см³), а внешние планеты уменьшаются, начиная с Юпитера, и менее плотные (0,71-2,00 г/см³). Во внутренних планетах выделяются силикатная и металлическая фаза, последняя особенно выражена у Меркурия (62%); чем ближе к Солнцу, тем больше металлического железа. Внешние планеты сложены газовыми компонентами (Н, Не, СН₄, NH₃ и др.). Планеты имеют по одному и более спутнику, за исключением Меркурия и Венеры.

Меркурий. Ось вращения перпендикулярна плоскости его орбиты, поэтому времена года отсутствуют. Период вращения вокруг оси совпадает с периодом вращения вокруг Солнца и он повернут одной стороной к нему.

Поверхность покрыта кратерами. Имеются узкие и длинные хребты. Кора андезитовая, как на Луне, возраст 3,9–4,4 млрд лет. Ядро массивное металлическое с радиусом, равным 3/4 радиуса планеты. Атмосфера разреженная с инертными газами. В нее заходят газовые струи из Н и Не от Солнца. Из-за высокой температуры на освещенной стороне горные породы выделяют натрий в атмосферу. Исследовал планету аппарат «Маринер-10».

Венера вращается в противоположную сторону, чем Земля. Сила тяжести почти такая же, как на Земле. Отсутствует смена времен года. Вокруг планеты вращается атмосфера за четыре земных суток со скоростью 130 км/ч. По размеру, плотности, а также давлению и температуре на высоте 50 км сходна с Землей, а солнечной энергии получает в два раза больше. Атмосфера состоит из СО₂ (96,5%), N₂ (3,4) вулканического происхождения, около 0,1% приходится на H₂, O₂, H₂O, CO, COS, SO₂, S₂, H₂S, SF₆, HCl, HF, Ne, Ar, Kr, Xe.

Предположительно облака состоят из паров и капелек серной кислоты. Процесс образования сернокислого тумана замедленный. За день образуется 25 капель/ 1 см³ с диаметром 1,5 мкм. В нижних слоях атмосферы из-за высокой температуры кислота разрушается. При этом СО реагирует с серным ангидридом с образованием углекислого и сернистого газа. У поверхности СО отнимает у сернистого газа кислород с образованием газообразной серы. В наэлектризованной атмосфере зарегистрировано 50 молний в секунду в одном только месте, а на всей Земле для сравнения – 100. Атмосферное давление 90±15·10⁵ Па, т.е. в 100 раз выше земного. На высоте облаков атмосфера вращается со скоростью 100 км/с, ниже 10 км – единицы метров в секунду, на поверхности – не более 1 м/с, но этот ветер валит с ног из-за высокой плотности. Для него характерно постоянное западное направление. Дневное освещение аналогично пасмурному дню на Земле.

Поверхностный грунт состоит на 50% из SiO₂. В нем отождествленыAl, Mg, Ca, Fe, K, Mn, Ti, S, Cl, U. Породы близкие к гранитоидам.

Горы занимают 8% всей поверхности, максимальная высота до 11 км (г. Максвелла). Преобладает низменная и волнистая равнина со множеством кратеров диаметром до 280 км, плоскогорья на высотах примерно 3500 м. Вода в ходе фотодиссоциации переходит в кислород, а водород поступает в космос.

Луна – спутник Земли. Поворот вокруг оси совпадает с поворотом вокруг Земли (27,3 суток). Атмосфера отсутствует. На поверхности реголит (пыль) мощностью до нескольких метров. Реголит состоит из осколков магматических пород, шлакообразных частиц и застывших капель расплавленной магмы, спекшихся друг с другом и образовавших губчатую массу. «Материки» занимают 85%, «моря» (пониженные места) 15% и представлены базальтовой породой. Химический состав отражает высокотемпературные условия их образования. Исследованные породы изверженные и кристаллизовались при температуре 1210-1060^оС с силикатного расплава, обогащенного железом. Ведущие минералы: пироксен, плагиоклаз, ильменит, оливин. Малоизвестные для земных условий минералы: пироксенманганит (обогащенMn), ферапсевдобрукит (Fe, Mo, Ti), транквилитит (TiZrO₄) и др. В породах среди O, Si, Fe, Ca, Mg, Al, Ti повышенное количество Fe, Ti, Zr и редких земель. Выделяются элементы группы железа (V, Cr, Mn, Co, Ni), молибдена (Y, Zr, Nb, Ta).

Таблица 2

Сравнительный анализ планет солнечной системы

Планета	Масса, в массах Земли/кг	Диаметр, в диаметрах экватора Земли/км	Плотность, г/см³	t^o поверхности, max и min, ^оС	Длина суток	Расстояние от Солнца (среднее),	Длина года
Меркурий	0,055/ 3,3·10²³	0,38/ 4860	5,43	мах +470, мин -70	58,65 земных суток	0,387 а.е., 58 млн. км	88 земных сут.
Венера	0,815/4,87·10²⁴	0,949/ 11500	5,25	мах +480	243 дня	0,723 а.е., 108 млн. км	224,7 сут.
Земля	1	1/12700	5,52		24 ч	1, 149,5 млн. км	365 сут.
Луна	0,0123/7,35·10²²	0,273/ 3476	3,342			–
Марс`	0,107/6,4·10²³	0,53/ 6670	3,95	-23 -150 (полюс) 0 на экваторе	24,622	1,5237 а.е., 228 млн. км	687 сут.
Юпитер	318/1,9·10²⁷	11,2/ 143760	1,31	-160 (верхний слой облаков)	9,93 ч	5,203 а.е., 778 млн. км	11,86 лет
Сатурн	95/5,68·10²⁶	9,46/ 120420	0,71	-150 (верхний слой облаков)	10,54 ч	9,54 а.е., 1,43 млрд. км	29,46 лет
Уран	14,5/8,7·10²⁵	4/ 51300	1,27	-220 (-150)	14 ч 14 мин	19,2 а.е., 2,86 млрд. км	84 года
Нептун	17,2/1·10²⁶	3,9/ 49500	1,77	-213 (-170)	17 ч 52 мин	30 а.е., 4,5 млрд. км	165 лет
Плутон	0,0022/1,3·10²²	2324	2,0	-230	–	29,65-49,28 а.е., 5,929 млрд. км	248,4 года

Марс обращается вокруг Солнца против хода часовой стрелки и каждые 780 дней находится на минимальном расстоянии (противостояние) с Землей – 55 млн. км, максимальное 102 млн. км. Ось вращения наклонена к плоскости орбиты под углом 65^о.

Атмосфера разреженная, давление 610-800 Па, что в 160 раз меньше, чем на поверхности Земли, и в 15 000 раз меньше чем на Венере. У полюсов облака голубые и состоят из СО₂, небо тускло-розового цвета. Атмосфера состоит из СО₂ (95%, по другим источникам 75 и 50%), N₂ (2,5), Ar (1,6), O₂ (0,1-0,4), CO (0,06%), очень мало Ne, Kr, Xe. Имеются пары воды, аэрозоли за счет пылевых бурь. Скорость ветра 100 м/с. Климат аналогичен Антарктиде. В геологическом прошлом климат был мягче, в достатке было воды, которая оставила следы в виде многочисленных русел. Сейчас лед состоит из СО₂ и частично Н₂О.

Ядро малое (5-9% массы планеты), литосфера мощная. Выделяют древнюю кратерированную кору и базальтовые “моря” в депрессиях. Высота гор до 27 км, они занимают 2/3 поверхности планеты. Диаметр кратеров до 80 км, длина каньонов до 4,5 тыс. км при глубине 2-3 км. В грунте Марса содержится Fe – 12-14%, Si до 20, Ca – 4, Al – 2-4, Mg – 5, S – 3% и другие элементы. Марс исследовали аппараты «Викинг» и «Марс».

Юпитер – самая большая планета Солнечной системы и близка по размерам и массе к звезде, имеет низкую плотность. Совершает оборот вокруг своей оси за 10 часов. Имеет 16 спутников. В атмосфере образуются неподвижные вихревые образования и оглушительные раскаты грома, сопровождаемые молниями.

Атмосфера на 77-78% состоит из Н₂ и на 22-23% из Не с незначительной примесью метана, аммиака, воды. Магнитное поле в 50 раз сильнее земного, поэтому вокруг планеты имеются мощные пояса заряженных частиц. Характерны полярные сияния и мощные радиоизлучения в виде шумов.

Поверхность представлена металлическим водородом (80%) в твердой фазе и гелием (20%). На глубине 0,02 радиуса планеты находится жидкий слой молекулярного водорода, который сменяется глубже твердым водородом. На глубине 10 тыс. км Н₂ переходит в Н (протоны и электроны существуют отдельно). Ядро Юпитера железо-силикатное. Внутреннее излучение планеты на 60% больше, чем приток энергии от Солнца. При высокой температуре и давлении атом водорода разрушается и ведет себя как металл, создавая магнитное поле.

Для спутника Ио характерна вулканическая деятельность, продуктом извержений является сера.

Сатурн уступает Юпитеру по массе и размерам с самой низкой плотностью (0,71 г/см³) среди планет. Имеет 17 спутников. Толщина всех колец вокруг планеты 2 км. Это камни, покрытые льдом в поперечнике до 10 м, ширина всех колец 400 тыс. км.

Атмосфера состоит из водорода (63%) и гелия (27%), остальное приходится на долю аммиака, метана, этана и ацетилена. Скорость ветра достигает 1800 км/ч, что в 20 раз больше штормового ветра на Земле. Мощность газовой атмосферы 1000 км. Поверхность представлена океаном из Н₂ и Не. Ядро расплавленное силикатно-металлическое.

Уран и Нептун изучены менее других планет. Они сходны по химическому составу с Юпитером и Сатурном. Уран движется в Солнечной системе лежа на боку и ось вращения лежит почти в плоскости его орбиты. Атмосферы планет состоят из водорода (50%), метана (20), аммиака (5%), имеется гелий, этан, ацетилен, вода. Отмечены перистые облака из метана, которые придают голубой цвет планетам. Недра этих планет на 20% состоят из Не и Н2, на 80% из более тяжелого вещества железосиликатного состава.

Плутон имеет тонкий слой атмосферы, лед состоит из воды и метана, ядро силикатное.

ЛЕКЦИЯ №4. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ И ЕЕ ОБОЛОЧЕК.

Строение и состав Земли

Земля делится на несколько зон или сфер, имеющих близкие особенности условий существования химических элементов и характерных геохимических процессов: ядро (твердое и жидкое), мантия (нижняя и верхняя), астеносфера, поверхность Мохоровичича (промежуточный слой), литосфера (нижняя – базальтовый слой, граница Конрада, средняя – гранитный, гранитоиды, верхняя – метаморфическая зона и кора выветривания.

Ris02

Рис.1. Строение Земли

Ядро предположительно состоит из твердой части (G 5100-6371 км) с плотностью 12-13 г/см³, верхняя, (Е 2900-5000 км) часть его – жидкая. Переходное ядро F на глубине 5000-5100 км. Считают, что состав ядра соответствует железным метеоритам (Fe 80,78%, Ni 8,59, Co 0,63%). Возможно в железо-никелевом ядре имеется примесь легких элементов (Si, S, Al, O). Существует также мнение о гидридном (соединение элементов с водородом) и карбидном (металлы + неметаллы + С, SiC, Fe₃C, WC, TiC, CaC₂) ядре Земли. Цементит (Fe₃C) присутствует в белых чугунах и стали с высокой температурой плавления (режущий инструмент), СаС₂ используется для получения ацетилена, SiC (карборунд) – для точильных и шлифовальных кругов.

По А.Ф. Капустинскому, в ядре Земли вещество состоит из ядер атомов в электронной плазме, поэтому его называют зоной «нулевого химизма», «центросфера».

Нижняя мантия (слой D 1000-2900 км) считается силикатно-сульфидной. Ее химический состав примерно соответствует каменным метеоритам: О – 35%, Fe –25, Si –18, Mg – 14, S – 2, Ca – 1,4, Al – 1,3, Ni – 1,35, Na – 0,7, Cr – 0,25, Mn – 0,20%.

Переходная зона (слой С 400-1000 км) имеет, возможно, силикатно-магнезиальный состав. Ее большую плотность объясняют фазовыми преобразованиями – формированием минералов с более плотной упаковкой (стишовит, шпинель, периклаз и др.). Основным компонентом допускается оливин Mg₂SiO₄.

Верхняя мантия (слой В от 30 до 400 км) неоднородна. На глубине 100-200 км расположен мягкий пластичный слой с пониженной скоростью распространения сейсмических волн, получивший название астеносферы. Она выражена в складчатых областях (осадочные отложения) и практически отсутствует на платформах. Считают, что перемещение вещества в астеносфере, – причина вулканизма и тектонических подвижек.

В мантии под высоким давлением электроны переходят на незаполненные внутренние орбиты. Вещество в такой зоне «вырожденного химизма» или «интеросферы» близко до металлического состояния, но силикатного состава. Породы верхней мантии соответствуют ультрабазитам, имеют разный состав и при выходе на поверхность близкие к пиролиту (пироксено-оливиновая порода). При плавке пиролит образует базальтовую магму и остаточный перидотит.

Литосфера (слойА от 0 до 30-70 км) залегает выше астеносферы и у поверхности в зоне окисления называется корой выветривания. По изменению скорости сейсмических волн литосферу делят на верхнюю часть (гранитный слой) и нижнюю часть более тяжелую (базальтовый слой). Их разделяет поверхность Конрада.

Тектоносфера объединяет литосферу и верхнюю мантию, с которой связаны тектонические и магматические процессы.

Причины, вызвавшие разделение литосферы и мантии пока не ясны. Считается, что часть мантии, сформировавшейся в результате низкотемпературной аккреции космической пыли, претерпела вторичное расплавление под воздействием тепла, генерируемого радиоактивными элементами. В результате этого вещество с малым удельным весом постепенно переместилось к внешней поверхности Земли. Эти породы имеют менее плотную упаковку и обогащены U, Th и ⁴⁰К.

По геотермическим исследованиям В.А. Магницкого (1965) наиболее вероятны следующие температуры глубин:

100 км – 1100-1300^оС,

400 км – 1400-1700^оС,

2900 км – 2200-4700^оС.

Граница Мохоровичича, по одной гипотезе, разделяет химически разные слои, по другой – это поверхность фазового перехода, но она не исключает наличия химической границы.

Граница Мохо –граница между верхней мантией и земной корой. В 1909 г после Хорватского землетрясений Мохо отметил, что на глубине 40 км скорость сейсмических волн6 резко возрастает от 6,5 км/ч до 8. Наибольшая мощность земной коры – 80 км для горных хребтов. Граница Мохо – базальт – гранит – осадочные породы.

Спорный вопрос о составе верхней мантии. По В.С. Соболеву, в ней преобладают гипербазиты, которые чередуются с основными породами (эклогитами). Плавление происходит на глубине 100-150 км. По А. Ригвуду, она состоит из смеси трех частей ультраосновных пород и одной части щелочного базальта. Эта смесь названа пиролитом. Содержание основных элементов в пиролите (кроме Fe) соответствует их содержанию в хондритах и солнечной фотосфере. Из-за пластичности пород мантии можно предположить относительно равномерное распределение в ней химических элементов.

Согласно табл. 4, мантия и ядро примерно одинаковы по мощности (около 3000 км), а литосферу можно представить лишь в виде узкой полоски. Плотность пород увеличивается от поверхности к ядру. По объему пород лидирует мантия, занимая половину объема Земли, а по массе (67,4%) еще больше превосходит ядро и литосферу. Мантия по химическому составу ближе к литосфере. Содержание O, Si, Mn, P у них примерно одинаковое. По сравнению с мантией литосфера обеднена Mg, Cr, а концентрация Fe лишь незначительно ниже.

Общий химический состав Земли (табл. 4) существенно отличается от химического состава ее по оболочкам. Если по объему она относится к кислородной планете, то по массе (без атмосферы) к железной, а в литосфере – к кислородной как и метеориты (табл. 6).

Таблица 3

Основные свойства оболочек Земли (Г.В. Войткевич, В.В. Закруткин, 1976)

Оболочка	Индекс слоя	Интервал глубин, км	Интервал плотности, г/см³	Доля от объема Земли, %	Масса, 10²⁵ г	Масса, %
Литосфера (кора)	A	0-30 (70)	2,7-3,0	1,55	5	0,8
Верхняя мантия	B	30 (70)-400	3,32-3,65	16,67	62	10,4
Переходная зона мантии	C	400-1000	3,65-4,68	21,31	98	16,4
Нижняя мантия	D	1000-2900	4,68-5,69	14,28	245	41,0
Верхнее жидкое ядро	E	2900-5000	9,40-11,50	15,16	188*	31,5*
Переходная зона ядра	F	5000-5100	11,5-12,0	0,18
Центральное твердое ядро	G	5100-6371	12,0-12,5	0,76

* – для всего ядра

Таблица 4

Общий химический состав Земли, масс. %

Элемент	По Г. Вашингтону	По А. Ферсману	Элемент	По Г. Вашингтону	По А. Ферсману
Fe	39,76	39,90	Na	0,39	0,52
O	27,71	28,55	Cr	0,20	0,26
Si	14,53	14,47	Co	0,23	0,06
Mg	8,69	11,03	P	0,11	0,12
Ni	3,16	2,96	K	0,14	0,15
S	0,64	1,44	Ti	0,02	–
Ca	2,52	1,38	Mn	0,07	0,18
Al	1,79	1,22

Таблица 5

Относительная последовательность понижения распространенности элементов, вес. % (Б. Мейсон)

Солнце	Метеориты	Земля в целом	Литосфера
H	O	Fe	O
He	Fe	O	Si
O	Si	Si	Al
C	Mg	Mg	Fe
N	S	Ni	Ca
Si	Ni	S	Na
Mg	Ca	Ca	K
S	Al	Al	Mg
Fe	Na	Na	Ti
Ca	Cr	Cr	H
Ni	Mn	Mn	P
Na	P	Co	Mn
Al	Co	P	F
Cu	K	K	Ba

Первичная дифференциация элементов

По последовательности преобладающих химических элементов Земля в целом и метеориты практически дублируют друг друга. Отдельно следует выделить распределение элементов на Солнце и в литосфере.

В табл. 5 приведено последовательное убывание 14 элементов из которых практически полностью построена Земля, доля других составляет лишь 0,1% от массы планеты. В других объектах Вселенной эти же элементы также ведущие, за исключением Н и Не на Солнце, хотя последовательность по содержанию несколько другая. Обычно Fe, Si, Mg являются лидерами, за ними следуют Ni, Na, Ca, Al. Ни один элемент с номером более 30 не появляется в объектах, за исключением Ва в литосфере. Основные различия валового состава Земли и литосферы в том, что Fe и Mg менее распространены в литосфере, нет среди ведущих Ni и S, но увеличена доля Al, Ca, Na. Это позволяет предположить, что дифференциация Земли привела к концентрации относительно легких и легкоплавких алюмосиликатов щелочных металлов на поверхности.

Первичная дифференциация элементов Земли представляется следующим образом. Если хондриты рассматривать как планетезимали, сохранившиеся со времен допланетной стадии существования Солнечной системы, то Земля образовалась в результате постепенного слипания твердых планетезималей, что подтверждается табл. 6. по сходству и расположению в них ведущих элементов. Планетезималь - это объект, образовавшийся из пыли, камня и других материалов. Это слово берет свое начало в концепции бесконечно малой величины, что указывает на объект, слишком маленький для наблюдения и измерения. Планетезимали могут быть размером где-то от нескольких метров до сотен километров. Термин относится к маленьким небесным телам, образовавшимся во время создания планет.

Хондритовые метеориты состоят из трех групп твердой фазы: металла в виде никелистого железа, что соответствует ядру Земли, сульфидов с преобладанием железа (состав мантии) и силикатов в виде оливина и пироксена (преобладают в литосфере).

Хондритами они называются, поскольку содержат хондры — сферические или эллиптические образования преимущественно силикатного состава. Большинство хондр имеет размер не более 1 мм в диаметре, но некоторые могут достигать и нескольких миллиметров. Хондры находятся в обломочной или мелкокристаллической матрице, причём нередко матрица отличается от хондр не столько по составу, сколько по кристаллическому строению. Состав хондритов практически полностью повторяет химический состав Солнца, за исключением лёгких газов, таких как водород и гелий. Железо тоже.

Другие элементы распределяются между этими группами в соответствии с их относительным сродством к металлу, сульфиду или силикату. Состав этих групп в метеоритах по существу определяется равновесием в системе Fe–Mg–Si–O–S, в которой кислорода больше, чем серы, но их вместе недостаточно, чтобы связать электроположительные элементы. Поскольку Fe имеет большую распространенность, чем Mg и Si, легче восстанавливается до металла и обладает большим сродством к сере, то система сводится к равновесию несмешивающихся фаз – железо-магниевого силиката, сульфида железа и свободного железа, а количество связанного Fe зависит от количества О и S. Распределение остальных электроположительных элементов контролируется реакциями типа:

М + Fe-силикат ↔ М-силикат + Fe;

М + Fe-сульфид ↔ М- сульфид + Fe;

т.е. соотношениями свободных энергий соответствующих силикатов и сульфидов со свободной энергией сульфида и силиката железа.

Железо присутствует во всех трех конденсированных фазах, где металлическая фаза богата свободными электронами, а в сульфидной – полуметаллическая или ковалентная связь. Поэтому менее электроположительные элементы концентрируются в металлической фазе, будучи вытесненными железом из ионных соединений. Сульфидная фаза концентрирует элементы, которые образуют существенно гомеополярные соединения с серой и неметаллами и неустойчивы в ионных соединениях в присутствии заметных количеств ионов неметаллов (главные элементы сульфидов). Из силикатной фазы железо вытесняется более электроположительными элементами.

Таким образом, распределение элементов в гравитационном поле Земли контролируется их сродством с основными охарактеризованными фазами. Это сродство, в сою очередь, контролируется строением электронных оболочек атомов. Например, уран и торий, хотя и имеют высокую плотность, сильно электроположительны и поэтому концентрируются в форме оксидов и силикатов. Золото и платина не имеют тенденции к образованию оксидов и силикатов, но легко образуют сплавы с железом, медью. Поэтому они концентрируются ближе к ядру Земли. Гравитация в этих случаях лишь косвенно контролирует положение трех твердых фаз (железо, сульфиды, силикаты). Распределение элементов по фазам зависит от химических потенциалов. В итоге, Земля состоит из железо-никелевого ядра, довольно однородной силикатно-сульфидной мантии и неоднородной силикатной литосферы.

Общая картина о строении и составе Земли будет неполной, если не рассмотреть дифференциацию элементов еще в трех геосферах: атмосфере, гидросфере и биосфере. Все эти сферы, имеющие важное геохимическое значение, составляют менее 0,03% всей массы Земли.

Атмосфера представляет собой газовое образование, создающее мощную самостоятельную оболочку вокруг поверхности литосферы. Формирование химического состава ее имеет свою геологическую историю. Поэтому современный состав атмосферы (N₂, O₂, H₂O, CO₂, инертные газы и другие газообразные соединения) коренным образом отличается от первоначальной метано-углекислой с обилием паров воды, что создавало высокий парниковый эффект. Восстановительная геохимическая обстановка сменилась на окислительную, что привело к формированию гидросферы (конденсация паров воды) и биосферы (появление живых организмов). Происходит постоянный газообмен между литосферой и атмосферой. Кислород окисляет восстановленные соединения и определяет миграцию элементов. Углекислый газ служит источником формирования карбонатных пород и выступает как катализатор многих геохимических процессов. В целом атмосфера активно участвует в геохимических циклах химических элементов.

Гидросфера – прерывистая водная оболочка на поверхности литосферы с пресной или соленой водой рек, озер, морей и океанов. Она активно участвует в двух противоположных процессах: в гидролизе по выщелачиванию элементов и трансформации исходных изверженных пород; в переносе и аккумуляции на дне водоемов отмершего органического вещества и минеральных соединений и засолении литосферы.

Вода выступает мощным геохимическим фактором по распределению, концентрации и рассеиванию химических элементов в пределах атмосферы, литосферы, мантии и ядра. Состав гидросферы по преимуществу гидрокарбонатно-кальциевый для рек и некоторых озер на платформах и хлоридно-натриевый повышенной минерализации в озерах аридной зоны, морях и океанах, в гидротермальных условиях и подземных водах.

Биосфера – объединяет все органическое вещество, распространенное в атмосфере, гидросфере и коре выветривания. Ее развитие определяется химическим составом сфер, в которые она входит. Концентрируя элементы и солнечную энергию, она превращается в мощный геохимический фактор в геологической истории по формированию месторождений каустобиолитов, карбонатов и других соединений.

В дальнейшем геохимия этих геосфер будет рассмотрена более детально.

Формирование земной коры

Развитие изотопной геохронологии позволило выявить особенности возникновения сложной складчатой структуры континентов. Происходило замещение континентальной коры вторичной океанической корой. Развитие складчатых поясов протекало импульсно, начиная с глубокого докембрия (3,8 млрд. лет). Эти импульсы называются фазами диастрофизма. Каждая фаза включала формирующийся пояс складчатости вулканогенно-осадочных отложений в геосинклинальных зонах по окраинам континентов, а также предшествующие ей процессы разрушения континентальных окраин с образованием окраинных морей и глубоких котловин. На континентах синхронно развивались трапповые формации. Несмотря на деструктивные процессы континенты, начиная с докембрия, разрастались за счет океанов.

Формирование континентальной коры сопровождалось глубоким изменением подстилающей мантии с преобразованием «корней» континентов, достигающих глубины 400-650 км (Йордан, 1979) и глобальной мантийно-коровой дифференциацией вещества под воздействием флюидных потоков, которые поступали из расплавленного земного ядра. Из-за расплавленного ядра Земля продолжает оставаться эндогенно-активной планетой со свойственными ей тектогенезом, магматизмом, метаморфизмом и рудообразованием, чего нет на Луне.

Пульсирующий характер эндогенной активности обусловлен сложным взаимодействием жидкого ядра с твердым никель-железным субъядром. Кристаллизация твердого субъядра сопровождается концентрацией легких летучих компонентов типа водорода на фронте его кристаллизации, что создает восходящие потоки проводящей жидкости, генерирующие магнитное поле Земли по принципу динамо. Кристаллизационное возрастание флюидного давления в жидком ядре периодически прерывалось импульсами его дегазации, что проявлялось в спрединговой активности океанов и развитии складчатости по их периферии под боковым давлением океанических литосферных плит. Происходит постоянное обновление базальтового океанического ложа, раздвижение океанических литосферных плит в стороны от активных структур океанов (срединно-океанических хребтов), получивших название спрединга, с разной скоростью в разных океанах (в Тихом океане – 10 см/год). На островных дугах в Азии (Курилы, Япония) господствует рифтогенный режим, где протекает накопление вулканогенных и осадочных пород (пассивная геосинклинальная окраина) с низкой спрединговой активностью и раздвижением литосферных плит со скоростью 1-2 см/год.

Складчатые пояса увеличивали мощность коры до 75 км под Андами, нарушалась изостазия (равновесие между корой и мантией), в результате чего начинался орогенез с образованием горных хребтов на континентальных окраинах, наращивались платформенные структуры с континентов. Этот процесс называется кратонизацией.

Вулканизм представляет собой внешнее проявление эндогенной активности планет и связан с магматизмом плутонического (глубинного) и приповерхностного (вулканического) вещества. Поступающая из глубины гранитная магма замещала вулканогенно-осадочные толщи и участвовала в формировании гранитных плутонов, имеющих ограниченную распространенность на глубину. Теория магматического замещения Д.С. Коржинского объясняет особенности строения гранитных плутонов. Согласно этой теории, внедрение в слоистые толщи поднимающихся из глубины магм происходит в сопровождении потоков флюидов, которые фильтруются через расплавы и называются трансмагматическими. Они насыщались компонентами внедряющейся магмы и растворяли с их выносом избыточные компоненты. Этим они способствовали продвижению магм во вмещающие породы (их интрузии) и селективному усвоению магмой компонентов замещаемых слоистых толщ. Такой процесс выражен в образовании мигматитов – промежуточных пород, в которых сохранилось много материала субстрата, замещаемого гранитной магмой с образованием послойных и жилковатых внедрений. Замещаемый магмой субстрат метаморфизуется и преобразуется под воздействием трансмагматических флюидов, а по составу приближается к внедряющемуся граниту.

Этот процесс получил название гранитизации как магматического замещения гранитной магмой вулканогенно-осадочных пород. Такие гранитизированные части складчатых поясов образуют гранитный слой континентальной коры, нижняя граница которого (поверхность Конрада) прослеживается геофизически в пределах платформ на глубинах 15-20 км. Ниже его залегают основные кристаллические сланцы («базальтовый слой» по терминологии геофизиков), которые приближаются к поверхности при полной эрозии верхнего гранитного слоя. Подстилают земную кору ультраосновные породы мантии на границе перехода от земной коры к подстилающей ее ультраосновной мантии (на поверхности Мохоровичича) на глубинах около 10 км в океанах и 40-75 км на платформах и в молодых складчатых областях.

По новейшим обобщениям И.А. Рязанова (2002) эволюция формирования земной коры представляется следующим образом.

Основным механизмом формирования земной коры было селективное выплавление из мантии базальтов мощностью около 10 км, т.е. вулканизм. Он проявился неравномерно. В начале земной истории под воздействием вулканизма образовалось 80-90% объема современной коры. Одновременно действовал второй механизм – высокобарический метаморфизм и гранитизация. Последняя продолжалась всю последующую историю Земли и была вызвана выносом из мантии химических элементов с флюидами. В кору поступали избыточные летучие, кремний натрий, калий, уран и торий. Дегазация провоцировала магматизм, который происходил в виде импульсов, различающихся по интенсивности. Наиболее сильное проявление магматизма было 2,6 и 1,9 млрд лет назад, когда кора была полностью консолидирована и поэтому раскалывалась на блоки. Дважды в земной коре вдоль зон разломов возникали геосинклинальные прогибы и в ее структуре формировались платформы и геосинклинально-складчатые пояса. Происходила эклогитизация базальтов земной коры.

В мезозое усилилась дегазация и базальтовый магматизм, что привело к образованию глубоководных океанов и высокогорного рельефа.

Во вторую половину жизни Земли (около 2,6 млрд лет назад) началась серпентинизация подкоровых ультрабазитов, поставлявших в осадочный слой Ca, Mg, Fe, Mn. C мезозоя действовал мощный источник воды, поступивший на поверхность планеты, связанный с дегидратацией серпентинитов.

В раннем докембрии сформировался основной слой земной коры – гранитно-гнейсовая оболочка, для которой характерна стабильность химического состава за земную историю. Она лишь продолжала гранитизироваться, сократившись местами по толщине в результате эрозии, частично оказалась перекрытой сносимыми с платформ осадками. Таким образом, из однородной мантии образовалась однородная кора.

Первой химической моделью земной коры было представление Ч. Лайеля о сиалическом (кислом) составе кристаллических пород, слагавших земную кору.

По А.Б. Ронову, А.А. Ярошевскому, А.А. Мигдисову (1990), средний химический состав коры близок к основным породам. По модели И.А. Резанова (2002), она ближе к гранитоидам и практически не отличается от оценок Ф. Кларка (60,3% SiO₂) и В. Гольдшмидта (60,5% SiO2), как и кора океанов почти не отличается по химическому составу от коры материков.

ЛЕКЦИЯ №5. КЛАССИФИКАЦИЯ ХИМ. ЭЛЕМЕНТОВ. ОСОБЕННОСТИ ИХ РАСПРОСТРАНЕНИЯ.

Любая наука стремится к систематизации объектов изучения. В геохимии объектами являются химические элементы (ХЭ) и их изотопы в земной коре (ЗК).

Обобщая все данные о распространённости химических элементов и их поведении в геохимических процессах, В.М. Гольдшмидт сформулировал основной закон геохимии:

Содержания химических элементов зависят от строения их атомного ядра, а их миграция – от строения электронных оболочек, определяющих химические свойства элементов.

Для геохимии в равной мере важны оба этих аспекта. Одним из основных законов геохимии является закон Ферсмана-Гольдшмидта, который можно сформулировать следующим образом:

Геохимия элемента в земной коре определяется как химическими свойствами, так и величиной кларка.

Сразу же было обнаружено, что распределение ХЭ в ЗК крайне сильно различается при переходе от одного ХЭ к другому (рис. 2, табл. 6).

Рис. 2

Эта ситуация была известно Менделееву. Вернадский, взяв за основу логарифмическую шкалу среднего содержания ХЭ в ЗК, показал, что распределение починяется логарифмической зависимости (табл. 1).

Таблица 6 — Классификация химических элементов по декадам В.И. Вернадского (Беус и др., 1976)

Он создал первую классификацию, выделив 6 групп: 1. благородные газы, 2. благородные металлы, 3. циклические, 4. рассеянные, 5. сильнорадиоактивные элементы и 6. редкие земли (табл. 7).

Таблица 7 — Геохимические группы ХЭ по их участию в геохимических циклах (по Вернадскому, 1934)

В этой таблице п— число химических элементов. Проценты отнесены к 92 химическим элементам периодической системы. Цифры внизу индекса элемента отвечают атомным числам (по Вернадскому, 1934). Атомное число — это сумма протонов и нейтронов.

Оказалось, что наибольшим количеством ХЭ и наибольшей массой в ЗК обладают циклические элементы, а следующие по количеству — это рассеянные ХЭ и редкие земли, которые извлекаются из ЗК с большим трудом. Наименьшие количество в ЗК имеют благородные металлы, хотя добывать их значительно проще по сравнению с рассеянными и редкоземельными ХЭ.

Таблица 8. Массы (т) групп геохимических химических элементов в земной коре

Первая группа — группа благородных газов — включает элементы, которые, во-первых, не принимают участия в главнейших химических земных процессах, и во-вторых, в исключительных случаях дают соединения с другими атомами. Эти атомы в порядке геологического времени сохраняются в значительной массе своей неизменными. В них мы наблюдаем остатки космической истории нашей планеты, но количественная интенсивность их химических проявлений в термодинамическом поле земной коры так отлична от других соединений, так относительно мала, что их реальное отличие от других земных элементов не может возбуждать сомнений. Но их геохимическое значение очень велико, и велика, по-видимому, их роль в мироздании — за пределами солнечной системы. Один из них — гелий. Его количество в земной коре изменчиво, оно увеличивается, благодаря распаду ядер атомов урана, радия, радона, полония, тория и др.

Благородные газы (инертные) — так названные химиками из-за трудности создания их химических соединений в лабораторных условиях. Наконец сюда же может быть отнесен и радон, благородный газ из 5 группы.

Вторая группа — инертные элементы благородных металлов в земной коре — включает в себя два последних ряда восьмой группы периодической системы Д. И. Менделеева, и сюда же можно отнести золото. Эти элементы дают в наших лабораториях множество устойчивых химических соединений. В этом они этим отличаются от благородных газов. Но их соединения почти не образуются в земной коре. Те же соединения и отвечающие им минералы, главным образом сплавы, получены сложным пневматолитическим и магматическим путем. Образование золота происходит в результате глубинных гидротермальных процессов в термодинамических условиях, резко отличных от того, что наблюдается в биосфере. Раз образовавшись, благородные металлы изменяются мало или совсем не изменяются в течение геологического времени. В биосфере образуются кислородные соединения палладия, для него же и для самородков платины и золота существуют многочисленные явления выветривания, связанные с изменением химического состава и строения. Но эти химические реакции не меняют общего характера группы — химической инертности в земной коре, их очень мало содержатся в водных растворах, в рассеянном состоянии, связанными явлениями сорбции.

Третья группа – циклических или органогенных элементов — наибольшая по массе (99,7%). Она включает наибольшее число химических элементов и образует почти всю земную кору. Для нее характерны многочисленные химические обратимые процессы. Геохимическая история всех этих элементов может быть выражена круговыми процессами («циклами»). Каждый элемент дает характерные для определенной геосферы соединения, постоянно возобновляющиеся. После более или менее продолжительных и более или менее сложных изменений элемент возвращается к первичному соединению и начинает новый цикл, завершающийся для элемента новым возвращением к первоначальному состоянию.

В органогенных циклах участвуют и металлы, как например: Fe, Сu, Zn, V, Мn и т.д. Элементы этой группы образуют циклы, характеризуемые химическими соединениями, молекулами или кристаллами. Эти циклы обратимы лишь в главной части атомов, часть же элементов неизбежно и постоянно выходит из круговорота. Этот выход закономерен, т. е. круговой процесс не является вполне обратимым.

Циклические элементы входят и играют видную роль в водных растворах в земной коре, т. е. образуют минералы водным путем. Исключение составляют цирконий (Zr) и гафний (Hf). Те же Zr и Hf не входят в живое вещество; не найдено в нем и германия, несмотря на водный характер его миграции в ЗК.

В группе рассеянных элементов преобладают атомы, которые охватывают небольшую часть массы и циклических элементов. И для них тоже существуют циклы. Их соединения разлагаются более или менее полно в одном участке этих циклов и возобновляются при новых термодинамических условиях в другом их участке. Все эти элементы отличаются отсутствием или редкостью химических соединений как в определенных участках земной коры, так даже и во всей земной коре.

Существуют два случая, резко отличных друг от друга. Некоторые из элементов, как-то: Li, Sc, Rb, Y, Cs, Nb, Та, In, дают химические соединения лишь в глубоких областях земной коры; их минералы разлагаются в поверхностной области в биосфере, но новые соединения этих элементов здесь не образуются. Эти элементы рассеяны во всем окружающем веществе в виде «следов» без всякого видимого отношения к тем минералам и к горным породам, в которых их находят.

Второй случай — йод и бром. Они вступают в соединения с другими элементами лишь в биосфере. Источниками йода и брома служат слабые водные растворы. Из них живое вещество их извлекает и концентрирует. В глубинах коры мы находим йод и бром лишь рассеянном состоянии.

Таким образом, круговые процессы, отвечающие этим элементам, особые: в одном месте элементы дают химические соединения, в другом – то свободные атомы. Но большая часть их вообще не вступает в какие-либо соединения и находятся в окружающем нас веществе в рассеянном состоянии, в состоянии свободных атомов. Удивителен факт, что все эти элементы принадлежат к группе ХЭ с нечетным атомным числом. Это указывает на то, что строение атомных ядер обуславливает такое их поведение. Ферсман показал, что в пегматитовых месторождениях преобладают четные ХЭ. Однако, физического объяснения этому удивительному явлению пока нет.

Пятая группа элементов включает сильнорадиоактивные элементы, семейства урана, актиния и тория. Здесь неполная обратимость их круговоротов очевидна. В общем, уран и торий дают соединения, входящие в обратимые циклы, циклы замкнутые, аналогичные круговоротам циклических элементов. Однако часть их атомов теряется и обратно не возвращается; она распадается, изменяется и дает начало другим элементам, из которых два гелий и изотопы свинца — входят в совершенно другие химические группы, группы благородных газов и циклических элементов.

Шестая группа — Редкие земли — уникальное семейство металлов в периодической системе Д. И. Менделеева. Эти элементы считались редкими, несмотря на их широкое распространение. Как церия в земле больше, чем свинца, а самые редкие из редкоземельных металлов распространены в земной коре намного больше, чем ртуть. Все дело в рассеянности этих элементов и сложности отделения их один от другого. Уникальность редкоземельных элементов заключается в том, что все металлы этой группы должны были бы стоять в одной клетке таблицы Менделеева, так похожи они по своим свойствам. Чтобы избежать путаницы в стройной таблице ХЭ, было предложено вынести эти 15 элементов за её пределы — это лантан, церий, празеодим, неодим, прометий, самарий, европий, гадолиний, тербий, диспрозий, гольмий, эрбий, тулий, иттербий и лютеций.

С точки зрения нахождения в природе лантаноиды делятся на 2 группы: цериевую (La, Ce, Pr, Pm, Sm) и иттриевую (Y, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu). Данное деление основано на том, что в одних минералах встречаются преимущественно церий и его "команда", а в других - иттрий вместе с остальными редкоземельными элементами. К минералам цериевой группы относится монацит (Ce, La, Nb....)PO₄. Он образует россыпи монацитового песка, куда кроме него входит кварц, рутил, оксид тория (IV). Второй по важности редкоземельный минерал -- бастнезит -- во многом похож на него. Если монацит -- фосфат, то бастнезит -- фторокарбонат редких земель, его состав обычно записывают так: (La, Ce)FCO₃. Распространённость лантаноидов подчиняется общей закономерности: элементов с чётными порядковыми номерами содержится больше, чем с нечётными. Всего известно около 70 собственно редкоземельных минералов и еще около 200 минералов, в которые эти элементы входят как примеси. Геохимические особенности (по Вернадскому) — они не вступают во взаимодействия с ХЭ, находящихся в ЗК в большинстве. Они остаются обычно вместе в минеральном теле при чревычайно различающихся природных ситуациях.

КЛАССИФИКАЦИЯ ХИМИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

Классификация Гольдшмидта. В. М. Гольдшмидт сравнил дифференциацию элементов вещества планеты с выплавкой металла из руд, когда на дно металлургической печи опускается тяжелый металл с плотностью около 7, а на поверхность всплывает легкий силикатный шлак (аналог земной коры). Между ним и располагается слой «штейна» — сульфида Fe с примесью сульфидов других металлов (аналог мантии). Распределение элементов по земным оболочкам, по Гольдшмидту, зависело от их атомных объемов — чем меньше объем, тем при большем давлении и набольшей глубине от поверхности Земли могут находится ХЭ. В ядре Земли должны быть самые маленькие по объему атомы.

Если определить пространственные размеры атомов (объем), то можно построить зависимость объема от номера ХЭ в таблице Менделеева (рис. 2). Оказалось, что ХЭ, занимающие минимумы на кривой атомных объемов, дают сплавы с Fe, в ходе дифференциации они образовали земное ядро (сидерофильные элементы). Элементы, занимающие максимумы на кривой и расположенные на нисходящих ее частях, обладают большим сродством к кислороду. При дифференциации они образовали земную кору и верхнюю мантию (литофильные элементы). Элементы с высоким сродством к S, Se, Те (халькофильные) занимают восходящие части кривой; они сосредоточены в нижней мантии, образуют сульфидно-оксидную оболочку. Инертные газы относятся к атмофильнойгруппе.

Гипотеза Гольдшмидта об образовании слоев Земли представляет лишь исторической интерес, но вытекающая из нее классификация элементов (опубликована в 1924 г.) сохранила свое значение до нашего времени. Классификация Гольдшмидта широко применяется в геохимии.

~AUT0006

Рисунок 3 – Кривая атомных объемов

1 – атмофильные элементы, 2 – сидерофильные, 3 – литофильные, 4 – халькофильные

Современная классификация. В классификации учтено и строение атомов, атмофилы имеют атомы с 8-электронной оболочкой (благородные газы), литофилы (54 элемента) — образуют ионы с 8-электронной оболочкой (Na, Mg, А1, Si, К, Са и др.); халькофилы (19 элементов) имеют ионы с 18-электронной оболочкой (Cu, ZnPb, Ag, Hg, Sb, As и др.), а ионы сидерофилов (11 элементов) — 8-, 18-электронную оболочку (Fe, Ni, Со, платиноиды и др.). Понятия «литофилы», «сидерофилы» и «халькофилы» используются в большинстве геохимических работ. Принципы этой классификации получили дальнейшее развитие в трудах Беуса, Саукова и других геохимиков (табл. 4).

Таблица 9

Особенности распространенности ХЭ во вселенной и земной коре

Согласно периодическому закону, свойства химических элементов изменяются периодически, в зависимости от атомного порядкового числа элементов. В первую очередь, это касается химических свойств элементов (их валентности, способности вступать в химические соединения с другими элементами, состава и свойств этих соединений). Однако периодичность обнаруживают и многие физические свойства элементов, в том числе их оптические спектры, потенциалы ионизации, радиусы атомов и ионов, атомные объемы, окраска ионов, температуры плавления, удельные веса и др. Эти свойства связаны со строением электронных оболочек атомов.

Известная периодичность намечается также в самой распространенности химических элементов на Земле и в метеоритах. Элементы четных порядковых номеров, как правило, преобладают над соседними с ними нечетными элементами.

Таблица10 (по Вернадскому, 1934)

Таким образом, преобладание по весу химических элементов с четными атомными числами совершенно очевидно в пяти группах естественной классификации; в группу IV элементы с четными числами не входят.

Содержание во Вселенной химических элементов Таблица 11

Изучая ее, мы видим, что существует соотношение между обилием химических элементов в земной коре и строением соответствующих атомов. Уже давно проф. Г. Оддо (1914) заметил, что химические элементы, принадлежащие к четным атомным числам, содержащие ядра гелия, т. е. элементы, атомный вес которых может быть разделен на 4, сильно преобладают в земной коре. Они образуют 86,5% ее общей массы. Позже аналогичные исследования были предприняты и углублены проф. В. Гаркинсом из Чикаго. Публикации вышли за период с 1917 по 1921г.г. Гаркинс доказал, что тот же факт может быть наблюден в метеоритах, где процентный перевес элементов с четными числами еще значительнее. Он доходит до 92,22% для металлических метеоритов и 97,69% для каменистых метеоритов. Метеориты — небесные тела, независимые от земли. В них наблюдается то же огромное преобладание элементов с четным зарядом ядер.

Это очень простое наблюдение возбуждает очень важные вопросы. Одно оно уже доказывает, что химический состав тонкой поверхностной пленки пашей планеты, которая, как мы знаем, совсем не соответствует составу всей планеты, — не случайность. Сейчас доказано, что это правило выполняется во всей видимой Вселенной.

Вернадский пишет, что химический состав земной коры связан с определенным строением составляющих ее атомов и уже давно — раньше Оддо указывалось (Д. И. Менделеев), что вся главная масса вещества земной коры состоит из легких элементов (не заходит за №28 — железо). Это уникальное явление нашло свое объяснение лишь в последние годы, когда было обнаружено, что в звездах тип Солнца, выработка химических элементов происходит только до железа. Остальные более тяжелые элементы не могут быть выработаны в её недрах из-за недостаточности энергии для синтеза. Значит все более тяжелые элементы выработаны не Солнцем, а связаны с другими явлениями. Тяжелые элементы вырабатываются в момент гибели звезды. Для этого необходима ситуация, когда водородное топливо звезды полностью выработано и звезда превращается в красного гиганта, который многократно увеличивает свой диаметр. При дальнейшем остывании происходит его сжатие за счет гравитационного поля и в этот момент происходит вспышка сверхновой и происходит выброс энергии и вещества тяжелых элементов.

ЛЕКЦИЯ №6. ИСТОЧНИКИ ЭНЕРГИИ НА ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ.

Все происходящие на Земле процессы развиваются с затратами энергии. Основными источниками поступления энергии на поверхность Земли является энергия недр и энергия Солнца. Их обычно характеризуют как эндогенную и экзогенную энергию Земли.

Эндогенная энергия - это энергия недр, причиной возникновения которой служит распад радиоактивных элементов, гравитационное сжатие и ротационное вращение.

В недрах Земли заключены огромные запасы энергии, о происхождении которой было высказано много гипотез. Генерация энергии недр шла несколькими путями: за счёт гравитационного сжатия, распада радиоактивных элементов, физико-химической дифференциации вещества в условиях высоких температур и давления.

Энергия недр поступает на поверхность в виде глубинного теплового потока, а также в результате перемещения минеральных горных пород при тектонических движениях и вулканизме. Эндогенные процессы Земли делятся на: магматизм (интрузивный и эффузивный), метаморфизм и тектонические движения.

Возникающие при этом крупные формы рельефа - горные хребты, массивы и горные области являются участками накопления свободной энергии, которая реализуется и постепенно снижается по мере их разрушения и понижения высот до уровня продольного профиля равновесия водотоков. Впадины (их поверхность лежит ниже профиля равновесия водотоков), имеют отрицательный знак свободной энергии, величины которой изменяются по мере заполнения впадин обломочным материалом, поступающим с ближайших возвышенностей.

Глубинный тепловой поток на земной поверхности составляет в целом 0,006вт/м² = 189,2Дж/см², что меньше средней величины солнечной радиации в 2400 раз, поглощаемой земной поверхностью. Параметры теплового потока зависят от возраста тектонических структур: геологически молодые структуры, особенно формирующиеся в современную эпоху, отличаются наивысшими значениями теплового потока, который составляет до 0,1Вт/м² и больше.

Тектонические движения земной коры (поднятия огромных масс горных пород) сопровождается большими затратами энергии.

П р и м е р: современное поднятие центральной части Большого Кавказа происходит со скоростью 13 мм/год, мощность горной породы при этом составляет 5 тыс.м, затраты энергии – 170 Дж/см² год. Однако эта цифра меньше в 2700 раз показателей солнечной энергии, которую получают прилежащие к Кавказу равнины.

Во время катастрофических землетрясений, сопровождающихся вулканической деятельностью и извержением лавы, недра Земли теряют огромное количество энергии за короткий срок.

П р и м е р: во время извержения вулкана Тамборо на о-ве Сумбава (Индонезия) в 1815г за 4 дня извержения (5,10,11,12 апреля) выделилось 10²⁰ Дж энергии. Это самое сильное извержение за тысячу лет. В тоже время земная поверхность за один год поглощает солнечной энергии 2,3*10²⁴ Дж – однако эта энергия поступает равномерно.

Экзогенная энергия Земли представлена в основном потоками лучистой солнечной энергии. Значение других видов энергии для поверхности Земли невелико – это энергия приливного воздействия Луны и Солнца, лучистая энергия звёзд, галактик, молний и т. д.

Солнце - это природный термоядерный реактор, в недрах которого идёт превращение 4атомов Н в 1атом Не, при этом выделяются элементарные частицы — позитроны, нейтрино, гамма-лучи, кванты и т.д.

Солнечная радиация, достигающая верхних слоев атмосферы имеет постоянную интенсивность 1400вт/м² = 4190 Дж/см² в год, что соответствует солнечной постоянной - 8,17 Дж/см² в год.

98%солнечной радиации приходится на длины волн от 0,38 мкм до 0,71 мкм из них 58% расходуется на ФАР. Из этой цифры высшие растения усваивают в процессе фотосинтеза лишь 2%, а водоросли могут усваивать до 10%, т.к. водоросли синтезируют всей поверхностью.

Главный пик при синтезе органики приходится на зеленый цвет солнечного спектра, длина волны которого λ = 0,5 мкм.

При прохождении через атмосферу часть лучистой энергии отражается или поглощается, соответственно меняется спектральный состав у земной поверхности. Особенно сильно поглощается УФ — радиация (λ <0,42 мкм), на 25% снижается ФАР, меньше всего меняется поток ИФ радиации.

К категории экзогенных видов энергии относятся энергия приливного воздействия Луны и Солнца, которые испытывают атмосфера, гидросфера и литосфера. Приливные воздействия вызывают движения воздуха, воды и материи в недрах Земли с амплитудой 30-50 см. Поднятие и опускание земной поверхности происходит 2 раза в сутки, они протекают медленно и охватывают огромные территории.

Соотношение солнечной энергии, поглощенной земной поверхностью и энергия недр Земли количественно выражается n/10⁶·1, где n — колеблется в пределах от 0,6 - 6 и представляет собой развитие биоты в данной экосистеме: в полярных областях и на ледниках число n составляет 0,1. Резкое краковременное нарушение сложившихся соотношений между поглощенной солнечной радиации и энергией недр Земли приводит к разрушению экосистемы, позднее на ее месте может возникнуть новая.

Вывод: земная поверхность, вместе с углом падения солнечных лучей и количеством оптических масс атмосферы, являются важнейшими планетарными факторами климатообразования.

В биосфере Земли постоянно происходит процесс поглощения и
перераспределения вещества под воздействием лучистой энергии Солнца.
Здесь осуществляется массовый перенос твёрдых, жидких и газообразных тел при различных температурах и давлениях. Вещество Земли представлено химическими соединениями, эти соединения участвуют в большом круговороте вещества, откуда поступают в минеральную часть для создания организмов.

Биомасса и её создание происходит во время процесса фотосинтеза. Этот процесс ежегодно вовлекает в круговорот огромные массы вещества в биосфере и определяет высокий потенциал её кислотности.

Фотосинтез выступает с двойной задачей:

1. как фактор, определяющий наличие свободной энергии в верхней оболочке
Земли.

2. как регулятор основных геохимических процессов в биосфере.
Фотосинтез представляет собой химическую реакцию, протекающею за
счёт солнечной энергии при участии хлорофилла.

_nСО₂ +_nН₂О → С_nН₂_nО_n + nО₂↑

таким образом, за счет углекислого газа и воды на поверхности Земли синтезируется органическое вещество и выделяется свободный кислород. Прямым продолжением фотосинтеза является разложение органических соединений и весь процесс начинается с нуля.

П р и м е р: простейшим продуктом фотосинтеза является глюкоза –С₆Н₁₂О₆.

За немногим исключением фотосинтез происходит на всей поверхности Земли и создаёт огромный геохимический эффект. По последним данным 480 млрд. т вещества ежегодно потребляется в процессе фотосинтеза растениями, при этом 248 млрд. т кислорода уходит в атмосферу, при этом создается 232 млрд. т живого вещества. Ежегодно вовлекается 1 млрд. — N₂, 260 т — Р, 220 млн. т —S и т д. Если мы учтем количество воды, углекислого газа и свободного кислорода в атмосфере и гидросфере, то получается, что в течении 10 млн. лет фотосинтез перерабатывает количество воды равное всей гидросфере, в течении 6-7 млн. лет поглощается вся углекислота в атмосфере, а в течении 400 лет вся углекислота атмосферы и гидросферы. При гибели организма происходит обратный процесс по разложению органического вещества путём окисления, гниения и разложения до образования конечных продуктов распада, следовательно, общую реакцию фотосинтеза можно представить в глобальном масштабе следующим образом:

nСО₂ + nH₂O Сn(Н₂О)n + nО₂↑

Вывод: Количество биомассы живого вещества на поверхности Земли имеет тенденцию к постоянству, то есть находится в равновесии.

Породы земной коры в своем составе имеют значительно большее количество радиоактивных элементов, по сравнению с мантией. Земная кора очень тонкий слой на поверхности планеты и массовая доля её составляет 0,4% от массы Земли, мантия составляет 2/3, остальное приходится на ядро. Ядро состоит из расплава Fe и Ni с примесью легких элементов: кислорода, кремния и др. Поскольку уран и торий в железо-никелевом расплаве не растворимы, то их количество в ядре ничтожно мало.

Радиоактивные вещества в земной коре представлены в основном ураном, торием, калием (табл. 12).

Среднее содержание в горных породах урана, тория в массовых долях и калия а % Таб.12

Породы	Уран , млн^-1	Торий, млн^-1	Калий, %
Гранит	3,0	12,0	3
Базальт	1,0	4,0	0,5
Перидотит	0,001	0,004	0,04
Песчаник	0,45	1,7	1,4

Земная кора в среднем состоит из базальта и гранита в соотношении 1:3, мантия по составу близка к перидотиту, который редко встречается на поверхности. Тогда, среднее содержание калия в земной коре = (9 + 0,5)/4 = 2,4%, а в мантии – 0,04 %. Примерно можно прикинуть, что на 1 г U и Th приходится на 100 млн. г породы. Если рассчитать тепловыделение в результате ядерных реакций, то получится 0,000 000 05 кал на 1 г породы за год. Эта величина чрезвычайно малая и не может рассматриваться двигатель геологических процессов на Земле.

Но это современное значение тепловыделения, раньше содержание радиоактивных веществ было значительно больше. Известны в Окло (Габон, Ю. Африка) геохимические следы ядерного взрыва.

Ранее предполагалось, что разогрев горных пород в недрах Земли происходит за счет ядерных реакций, в результате которых выделяется значительное количество энергии. Т.е. можно сказать, что в недрах Земли используется принцип ядерной теплостанции. Так как приблизительно половина ядерного топлива планеты была выработана за 4,5 млрд. лет существования Земли. За это время должно было выделиться несколько сот калорий на 1 г вещества.

Удельная теплота плавления (Q) рассчитывается по формуле:

Q = Cp(T-T₀)+DQ,

где Cp – удельная теплоемкость (~0,15 кал.), T – температура плавления (1500⁰С), T₀= 0.

Если подставить в формулу значения, то Q ~ 350 кал. Если бы это тепло накапливалось бы внутри Земли, то все породы находились бы в расплавленном состоянии. Но поверхность планеты постоянно излучает тепло. Установлено, что коэффициент теплопроводности горных пород примерно равен 0,01 кал*с*град. С/см². Известно, что на каждый км в глубину температура увеличивается на 30⁰С, тогда 30*0,01/100000 = 0,000 003 кал*с/см², т.е. пропускная способность горных пород поверхности Земли высокая и все тепло должно отводится от реактора. Процессы тепловыделения за счет ядерного распада в ЗК протекают очень медленно, и тепло успевает расходоваться в химических реакциях и на излучение с поверхности в космос.

В 18 веке считалось, что тепло на поверхности Земли обусловлено эндогенными причинами. Фуко рассчитал тепловой баланс Земли и показал, что солнечная энергия, поступающая на Землю, значительно превышает поступающую из недр Земли. Если рассчитать количество энергии солнца, падающей на 1 см² поверхности земли за минуту, то удельная величина за год составит 0,005 кал., что 100 000 раз больше, чем тепло получаемое при радиоактивном распаде радиоактивных веществ земной коры (0,000 000 05 кал/год). Солнечная энергия аккумулируется земной поверхностью и превращается в энергию движения масс в атмосфере, гидросфере и литосфере. Энергию синтеза гелия из водорода некоторые исследователи считают источником энергии звезд, в том числе Солнца. Эта энергия, как известно, очень велика: 1 см²солнечной поверхности излучает в секунду около 1500 кал, причем это излучение идет миллиарды лет без особого, как считают, уменьшения. Поэтому, следует сделать вывод, что биосфера энергетически запитывается от термоядерного источника энергии.

ЛЕКЦИЯ №7. ИЗОТОПЫ В ПРИРОДЕ.

В 1911–1914 гг. Э. Резерфорд разработал ядерно-электронную модель атома. Н. Бор предсказал, а А. Ван Ден Брук и Г. Мозли доказали, что порядковый номер химического элемента ХЭ в периодической системе численно равен заряду ядра его атома. В результате стало очевидным: ряд химических элементов, выстроенных в порядке возрастания их атомных весов, почти идеально (за исключением «аномалий») совпал с последовательностью элементов, отвечающей монотонному увеличению Z. Оказалось, что ядро атома можно представить как сумму дискретных единиц: протонов и нейтронов А=p+n. Протон имеет положительный заряд, нейтрон не имеет его. Следовательно порядковый номер атома в периодической системе ХЭ равен количеству протонов. Масса протонов и нейтронов одинакова, поэтому А назвали массовым числом ядра атома.

Основная заслуга в открытии стабильных изотопов принадлежит английскому физику Ф. Астону. В 1919 г. он установил, что инертный газ неон (атомный вес – 20,2) является смесью двух изотопов с атомными весами 20 и 22. Это значит, что при одинаковом числе протонов, число нейтронов на оболочках ядра атома может изменятся. Ученый проводил исследования на протяжении полутора десятилетий и обнаружил 210 стабильных изотопов большинства элементов.

В последующем, ядра атомов химических элементов разного заряда и количества нейтронов стали называть нуклидами (Т. Коман1947 г.), и термин «нуклид» получил широкое распространение.

Установлено, что изменение числа нейтронов на оболочке атома количественно ограничено. Известно, что если разделить массовые числа А нуклидов на 4, то получается 4 типа атомов: а) тип 4q (массовое число делится без остатка), б) тип 4q+1, в) тип 4q+2, г) тип 4q+3 [Сауков]. Исходя из того, что на оболочках ядра могут находиться 0, 1, 2, 3 нейтрона. Например, дейтерий, имеющий на оболочке ядра p + 2n.

Химические элементы, как правило, представляют собой смесь изотопов, т. е. атомов с одинаковыми порядковыми номерами (зарядами), но разными массовыми числами. Наибольшее число изотопов (10) имеет олово (Z=50); у ксенона (Z=54) 9 изотопов, кадмий (Z=48) и теллур (Z=52) имеют по 8 изотопов; другие элементы имеют меньшее число изотопов. Есть элементы, у которых только один стабильный изотоп (22), и они считаются простыми. Сюда относятся F, Na, P, V, Мn, Аu и др. Технеций (Z=41) и прометий (Z=61) вообще не имеют стабильных изотопов. Совокупность изотопов элемента с определенным значением Z (если их больше одного) называют «плеядой». Распространенность отдельных изотопов в «плеяде» различна. Искусственно созданные изотопы быстро распадаются, поэтому эти химические элементы в природе отсутствуют. Нуклиды, имеющие Z< 32 называют легкими, остальные тяжелыми.

В мире атомных ядер обнаружилось одно удивительное явление – четные и нечетные ядра по количеству протонов и нейтронов различаются распространенностью и устойчивостью. Проф. Г. Оддо (1914) заметил, что химические элементы, принадлежащие к четным атомным числам, содержащие ядра гелия, т. е. элементы, атомная масса которых может быть разделена на 4, сильно преобладают в земной коре. Они образуют 86,5% ее общей массы. Большинство изотопов (173) имеют четныеА, причем почти все из них содержат в ядрах атомов четные количества Z и N. Изотопов с нечетнымиАзаметно меньше (109). У элементов с четными Z не бывает больше двух изотопов c нечетнымиА (исключение – Аr с Z = 18 и Се с Z = 58, все их изотопы имеют четные А).

Позже аналогичные исследования были предприняты и углублены проф. В. Гаркинсом из Чикаго. Публикации вышли за период с 1917 по 1921г.г. Гаркинс доказал, что то же самое наблюдается и в метеоритах, где процентный перевес элементов с четными числами еще значительнее (табл. 1). Он доходит до 92,22% для металлических метеоритов и 97,69% для каменистых метеоритов. Метеориты — небесные тела, независимые от земли. В них наблюдается то же огромное преобладание элементов с четным зарядом ядер. Сейчас доказано, что это правило выполняется во всей видимой Вселенной. Как следствие этих исследований сформулировано правило Одда-Гаркинса: вещество по составу изотопов на Земле и космосе сходно и там и тут четные ХЭ преобладают над нечетными. В соответствии с этим правилом соотношение изотопов выдерживается очень строго и это указывает на способ образования элемента (тип реактора). Например, соотношение изотопов урана 238 и 235 равно 137,8. Это соотношение соблюдается и на Земле и на Луне и в минералах метеоритов, падающих на Землю.

Таблица 13 – Количество и распространенность естественных изотопов с четными и нечетными числами протонов и нейтронов в ядрах атомов и количество изотопов с массовыми числами кратными (q) четырем

Число протонов Z	Число нейтронов N	Количество изотопов	Тип изотопа	Количество изотопов	Распространенность в хондритах
четное	четное	167	4q	90	89.6%
четное	нечетное	57	4q + 1	53	2.9%
нечетное	четное	53	4q + 2	86	5.5%
нечетное	нечетное	9	4q + 3	57	2.5%

Всего в настоящее время насчитывается 284 устойчивых изотопов, причем для каждого натурального числа от 1 до 209 известен стабильный атом.

Правило Маттауха или правило изобаров. Изобары – вещества, имеющие равное значение числа А, но разный заряд ядра атома. Это правило одно из наиболее фундаментальных законов мироздания аналогично закону всемирного тяготения. Правило позволяет предсказать стабильность изотопа или нестабильность. Если химические элементы являются изобарами и различаются зарядом (Z) на 1, а один из них устойчивый, то другой будет непременно склонен к распаду. Маттаух сформулировал принципы, позволяющие классифицировать изотопы в некоторой периодической системе.

Например, в паре изобаров⁴⁰Ar и ⁴⁰К последний радиоактивен. Это правило дает возможность внести определенную ясность в некоторые особенности «изотопной статистики». Почему у элементов с Z = 43 и 61 нет стабильных изотопов? В принципе они могли бы иметь один или два устойчивых вида атомов. Однако соседние с технецием и прометием элементы (молибден и рутений, неодим и самарий соответственно) представлены в природе большим числом изотопов в широком диапазоне А. Согласно правилу изобаров, вероятные значения А для Z = 43 и 61 оказываются «запрещенными». Когда изотопы технеция и прометия были синтезированы, то выяснилось, что большинство из них характеризуются невысокой продолжительностью жизни.

Изобарные пары с изотопами соседних элементов (например, ⁸⁷Pb с ⁸⁷Sr, ¹¹⁵In c ¹¹⁵Sn и т. д.), но они радиоактивны в очень малой степени. Посредством различных ядерных реакций было синтезировано более 1600 искусственных изотопов в интервале Z от 1 до 112 (причем для некоторых элементов более 20). Из них стабильных изотопов всего 284.

Для «легких» представителей периодической системы при четных Z преобладают изотопы с меньшими значениями А. У последующих элементов, напротив, природа отдает предпочтение изотопам с большими значениями А. Из двух изотопов с нечетными Z более распространенным является тот, у которого А меньше. Отличие «легких» от «тяжелых» в том, что большинство стабильных легких не может иметь на оболочке ядра 3 нейтрона, а для тяжелых наоборот – это норма.

Исключительно важна проблема распространения изотопов. Решение ее стало возможным лишь в последние годы после изобретения масс-спектрометров – приборов, которые позволяют, в частности, определять соотношение изотопов. В настоящее время метод изотопных исследований получил широкое распространение, и стало возможным говорить о возникновении и развитии новой отрасли науки — геохимии изотопов. Изучение изотопного состава различных элементов показало, что он для многих элементов независимо от их происхождения в природе обладает постоянством.

Важно отметить, что был установлен один и тот же изотопный состав (в пределах достигнутой точности метода) как для элементов земного происхождения, так и для элементов метеоритов, в том числе для никеля, кремния, серы, железа, молибдена, вольфрама, олова и др. Так, для железа относительная распространенность изотопов сильно различается (табл. 9).

Таблица 14 – Относительная распространенность (%) стабильных изотопы железа

Атомный вес изотопов	54	56	57	58
Атомный вес изотопов	Весовое количество изотопов железа (в %)
земного	5,84	91,68	2,17	0,31
метеоритного	5,80	91,75	2,14	0,30

В целом же картина такова. У элементов от водорода до никеля (Z = 28) наблюдается резко повышенная распространенность какого-то одного изотопа. При больших значениях Z, хотя содержание изотопов в «плеяде» различается (иногда довольно существенно), фактор абсолютного «лидерства» уже не проявляется.

Распространенность нуклидов в природе

Окружающая природа создана из 8 ХЭ. Наиболее распространенными ХЭ являются (% масс.земной коры): кислород (47), кремний (29,5), алюминий (8,05), железо (4,65), кальций (2,96), натрий (2,5), калий (2,5) и магний (1,87). Их суммарное содержание более 99%. Следовательно, на долю остальных приходится менее 1%. Из этой «восьмерки» алюминий и натрий представлены единственным видом атомов (²⁷А1 и ²³Na); у других – один из изотопов имеет резко преобладающее содержание (¹⁶О, ²⁸Si, ⁵⁶Fe, ⁴⁰Ca, ³⁹K, ²⁴Mg). Таким образом, перечисленные изотопы являются тем материалом, из которого фактически построена вся «земная твердь». Главными компонентами атмосферы являются изотопы ¹⁴N и ¹⁶O. Наконец, водное пространство – сочетания того же изотопа кислорода ¹⁶O с легким изотопом водорода (¹Н). Водород, кислород вместе с углеродом, азотом, фосфором и серой входят во все растительные и животные организмы, в связи с чем, их выделяют в особую группу элементов – органогенов.

Таким образом, получается, что всего десять стабильных изотопов в решающей степени (по весу) обусловливают бесконечное разнообразие неорганической и органической природы.

Эти выводы имеют особо важное значение, указывая на единство состава земных и окружающих космических тел и тем самым подтверждается гипотеза об общности их происхождения всего вещества Солнечной системы. Такое постоянство отношения изотопов указывает на то, что вещество было сварено в одном котле.

Впервые таблица распространенности элементов была составлена Г. Зюссом и Г. Юри в 1956 году на основе химического состава земной коры, метеоритов и Солнца. Современные данные о распространенности нуклидов представлены на рис. 3, отражающего зависимостью содержания нуклидов от массового числа А. График завершается последними устойчивыми изотопами Pb и Bi и иллюстрирует многие особенности, отражающие характерные свойства различных процессов нуклеосинтеза. Среди наиболее заметных особенностей выделяется пик группы железа, содержание элементов в котором на 2-3 порядка выше, чем на сглаженной части. Имеются также небольшие двойные пики вблизи массовых чисел 90, 135 и 190, 210

Рисунок 4. Распространенность ХЭ

В настоящее время доказано, что синтез элементов постоянно происходит в звездах, причем на разных стадиях их эволюции. Наиболее активна стадия зарождения звезды и гибели (взрыва) сверхновой.

Примерная схема:

1. 3⁴He →¹²C

2. ¹²C + ⁴He →¹⁶O + γ.

3. ¹⁶O + ⁴He →²⁰Ne + $\gamma$

4. ¹⁴N + ⁴He →¹⁸F + γ, ¹⁸F →¹⁸O + e⁺, ¹⁸O + ⁴He →²²Ne + $\gamma$ , ¹⁸O +⁴He →²¹Ne + n

5. ²⁰Ne(⁴He, $\gamma$ ) → ²⁴Mg

6. ²⁴Mg + р →²⁵Al + γ.

В основе реакций ядерного синтеза лежит цикл горения ¹²C, ¹⁴N, ¹⁶O, ¹⁸O.

Для образования ХЭ важное значение имеет цикл «горения» ¹⁶O, в результате которого образуются ²⁸Si, ³¹P, ³¹S, или ³⁰Si, ²⁴Mg, ²⁷Al.

$\begin{array}{l} ^{16}\mbox{O} + ^{16}\mbox{O} \rightarrow \left\{\begin{array}{l} ^{28}\mbox{Si} + ^{4}\mbox{He} + 9,59 \mbox{~MэВ,}\\ ^{31}\mbox{P} +^{1}\mbox{H}+7,68 \mbox{~MэВ,}\\ ^{31}\mbox{S}+n+1,45 \mbox{~MэВ,}\\ \end{array}\right. \\ {} \\ ^{16}\mbox{O} + ^{16}\mbox{O} \rightarrow \left\{\begin{array}{l} ^{30}\mbox{Si}+^{1}\mbox{H}+^{1}\mbox{H}+0,39 \mbox{MэВ},\\^{24}\mbox{Mg} + ^{4}\mbox{He} + ^{4}\mbox{He} - 0,39 \mbox{MэВ},\\ ^{27}\mbox{Al}+ ^{4}\mbox{He}+ ^{1}\mbox{H}-1,99 \mbox{MэВ}.\\ \end{array}\right. \\ \end{array}$

$^{28}\textrm{Si} + {}^4\textrm{He} \leftrightarrow {}^{32}\textrm{S} + \gamma\,, \qquad {}^{32}\textrm{S} + {}^4\textrm{He} \leftrightarrow {}^{36}\textrm{Ar} + gamma\,.$

${}^{28}\textrm{Si} + \gamma \rightarrow 7\cdot{}^4\textrm{He}\,, \qquad {}^{28}\textrm{Si} + 7\cdot{}^4\textrm{He} \rightarrow {}^{56}\textrm{Ni}\,.$

Ядра ⁵⁶Ni в результате двух β- распадов превращаются в ⁵⁶Fe. Горение кремния является конечной стадией термоядерного синтеза нуклидов в массивных звездах, на которой образуются ядра группы железа, обладающие максимальной удельной энергией связи. Последующий термоядерный синтез в результате присоединения легких ядер ядрами группы железа не имеет места, так как этот процесс должен протекать только с поглощением энергии.

Общепризнанной является гипотеза, объясняющая образования легких ядер (Li, Be, B) при реакции деления ядер C, N, O в результате столкновений с ядрами H и He либо в космических лучах, либо космических лучей с атомами межзвездных газовых облаков. Космические лучи – это поток заряженных частиц, содержащие ядра атомов достаточно большой массы и энергии, которые заполняют пространство Галактики. Считается, что основным источником космических лучей являются взрывы сверхновых звезд. В космических лучах содержание Li, Be, B приблизительно на пять порядков больше, чем в звездах.

В настоящий момент доказано, что источником тяжелых элементов являются взрывы сверхновых звезд. На начальном этапе развития эти звезды в 8-10 раз больше Солнца. Процессы сгорания исходного топлива при синтезе гелия проходят в 2 раза интенсивнее и при возрасте звезды ~ 4 млрд. лет все топливо выгорает и она превращается в красного гиганта. При падении температуры внутри звезды силы гравитации начинают превосходить силы расширения. Возникает сжатие до размеров солнца и взрыв. В этот момент происходит синтез тяжелых элементов.

Те или иные совокупности изотопов образуются благодаря различным ядерным реакциям. Получила достаточно удовлетворительное объяснение космическая распространенность элементов, которая заметно отличается от земной. Так, господствующими в космосе оказываются водород и гелий. Однако по мере увеличения Z это различие становится менее выраженным. «Каркас» современного изотопного состава элементов на Земле был построен многие миллиарды лет назад, а его «доводка» связана уже с процессами, происходившими на протяжении истории нашей планеты.

Природный ядерный реактор. В качестве примера такой доводки можно привести сенсационное сообщение в печати французских ученых (В1972 г.) о том, что в урановом руднике Оккло, находящемся в государстве Габон, расположенном в Юго-Западной Африке у берегов Атлантического океана, ими обнаружен уран с крайне необычным изотопным составом (рис. 2). При этом утверждалось, что такой изотопный состав возник в результате протекавшей в этом районе около 1,8 миллиарда лет назад цепной реакции деления ядер урана. В общем, в своем сообщении французские ученые предположили, что 1,8 миллиарда лет назад в природе произошел ядерный взрыв.

В ходе цепной реакции (в том числе и приводящей к ядерному взрыву) изотопный состав урана изменяется. На рис. 4 показаны изотопные отношения урана, измеренные для руды в Оккло. Полученные значения имеют разброс до 40%, тогда как повсюду за пределами Оккло это значение остается практически постоянном (137,8), проявляя примечательную устойчивость. И необычно большие изотопные отношения урана можно объяснить, исходя из предположения о природном ядерном взрыве.

Рисунок 5. Изотопное отношение урана (U₂₃₈/U₂₃₅) из рудника Оккло

Следует отметить, что возможность природного ядерного взрыва в прошлом уже была предсказана к тому времени теоретически. Для того чтобы самопроизвольно началась цепная реакция, природный уран должен был быть в достаточной степени обогащен ураном-235, содержание которого в природном уране в настоящее время не превышает 0,72%. Дело в том, что сколько ни собирай вместе урана-238 (основного изотопа природного урана), цепная реакция не начнется. При распаде урана возникают быстрые нейтроны, которые, сталкиваясь с ядрами урана 235, вызывают его радиоактивный распад, а 238 их поглощает, при этом не распадаясь. Так как количества урана 238 значительно больше, чем урана 235, то цепная реакция не может возникнуть, так как все нейтроны окажутся поглощенными. Поэтому-то, для получения более эффективного горючего из природного урана для ядерных реакторов необходимо путем очень сложных и дорогостоящих операций повысить в нем концентрацию урана-235.

С другой стороны, в далеком прошлом соотношение между изотопами урана было иным. Уран-238 обладает очень длительным периодом полураспада – 4,5 миллиарда лет по сравнению с ураном-235, имеющим период полураспада 700 миллионов лет. И если мы мысленно отправимся в прошлое, то количество урана-235, имеющего более короткий период полураспада, станет быстро увеличиваться по сравнению с ураном-238. Сейчас количество урана-235 в природном уране не превышает 0,72%, а 1 миллиард лет назад оно уже должно было составлять около 2%.

Есть еще одно условие. Чтобы «разжечь» ядерное топливо, необходимо замедлить нейтроны так что, уран 238 их не сможет поглощать, а уран-235, поглощая их, распадается. Этот принцип используется в ядерных реакторах. В качестве замедлителя нейтронов в реакторах используется графит и тяжелая вода. Чтобы «заглушить» цепную реакцию, графитовые стержни выводят из реактора. Обычная вода тоже может быть использована как замедлитель нейтронов. Поэтому одним из условий, необходимым для начала цепной реакции, даже в обогащенном природном уране, является наличие воды. Правда, нигде за пределами Оккло следов подобного природного ядерного реактора не обнаружено.

Таким образом, соотношение изотопов в ЗК млрд. лет назад отличались от современного в сторону увеличения изотопов с меньшим периодом полураспада. Цепные реакции ядерного распада на Земле и окружающем космосе являются исключительным явлением и не играют заметной роли в распределении вещества в ОС. Однако, это указывает другой аспект – в природе оказывается возможно невозможное!

Однако, широко распространенные в природе U²³⁸ и U²³⁵, а также Th²³² в процессе радиоактивного распада превращаются в Pb²⁰⁸, Pb²⁰⁷ и Pb²⁰⁶. Различное соотношение радиоактивных элементов в образце горной породы или в минерале влияет на соотношение изотопов свинца в этом же образце. Такова же схема изменения отношений изотопов при распаде К⁴⁰, Rb⁸⁷, образующих в процессе распада стабильные изотопы Аг⁴⁰, Sr^S⁷и Os¹⁸⁷.

Как видим, отношения изотопов в свинце, аргоне, стронции, осмии и в ряде других элементов зависят от количества радиоактивных элементов или радиоактивных изотопов элементов, присутствующих в породе, и в разных образцах оказываются резко различными.

Разделение изотопов в природе. Стабильные изотопы подвержены гораздо меньшим колебаниям, поскольку химические и физические свойства изотопов очень близки. Все же существуют некоторые природные процессы (например, испарение воды), которые приводят к измеримому смещению отношений изотопов. При этом, чем легче элемент и чем больше разница в атомных весах его изотопов, тем скорее и глубже может пройти изотопное разделение. Значительный сдвиг изотопных отношений установлен для водорода, бора, углерода, кислорода, серы. Отношение изотопов водорода и кислорода воды, например, изменяется при испарении воды с поверхности океанов. Вода в паровой фазе заметно обогащается более легкими изотопами. Поэтому дождевые и речные воды также всегда обогащены легкими изотопами по сравнению с океаническими водами. Наибольшая концентрация легких изотопов водорода и кислорода обнаружена в полярных льдах Антарктиды.

Г. Юри установил, что равновесное содержание изотопов С = ¹⁸О/¹⁶О карбонатов и воды зависит от температуры воды.

В воде ¹⁸О/¹⁶О = 1/500, а карбонатах при 0 град. С= 1, 022/500, при 25 град. С = 1,026/500.

где R = ¹⁸О/¹⁶О в исследуемом образце, R₀ – в эталонном.

Четкое смещение отношения изотопов кислорода происходит при обмене изотопов между СаСО₃ и водой. В равновесных условиях этот обмен зависит от температуры. Полагая, что изотопный состав океанической воды в течение геологического времени оставался постоянным, можно по изотопному составу кислорода в ископаемых известковистых раковинах рассчитать температуру воды, в которой обитало умершее животное. На этом основан палеотемпературный метод, который позволяет восстанавливать температуру древних морей с точностью, превышающей ±1°С.

Значительное разделение изотопов углерода и серы происходит в биосфере. Так, углерод органических веществ всегда обогащен легким изотопом С¹² по сравнению с углеродом углекислого газа и карбонатов. Интересно, что изотопный состав углерода нефтей очень близок к составу органического углерода и практически одинаков для нефтей разного возраста, состава и местонахождения. На основе соотношения изотопов ¹⁴С и ¹³С производят датировки остатков живых организмов.

Радиоуглеродный метод определения абсолютного возраста (от 60-100 лет до 50-60 тыс. лет) основан на следующем

В природе встречаются несколько изотопов углерода:

• стабильные ¹²С (98.9%), ¹³С (1.1%)

• радиоактивные ¹⁴С (10^-10%), который образуется постоянно в атмосфере за счет излучения Солнца.¹⁴С в виде углекислого газа поглощается растениями в процессе фотосинтеза.

Радиоактивные изотопы ¹⁴С распадаются с образованием β–частиц, превращаясь в стабильные изотопы ¹³С. Соотношение ¹³С/¹⁴С при жизни организма поддерживается на постоянном уровне и одинаково для всех живых организмов.

• Если растение отмирает, то с этого момента происходит постоянное уменьшение в нем содержания ¹⁴С за счет его радиоактивного распада.

• Зная период полураспада ¹⁴С, можно по его количеству в растительных остатках или гумусе определить время, прошедшее с момента гибели по останкам организмов.

• Период полураспада радиоактивного изотопа ¹⁴С равен 5780 ±40 лет.

Смещение изотопного состава присульфат редукции. Отношение изотопов серы изменяется в процессе восстановления сульфатов, которое идет обычно под влиянием сульфатредуцирующих бактерий. Сера образующегося сероводорода обогащается при этом легким изотопом, а сульфат, оставшийся невосстановленным, наоборот, обогащен тяжелым ³⁴S. В результате постоянно идущего восстановления части сульфатов, растворенных в океанической воде, оставшийся сульфат оказывается сильно обогащенным (на 2%) тяжелым изотопом ³²S по сравнению со средним изотопным составом серы земной коры. Это обогащение стабильно во всех океанах, на различных глубинах. Обогащение океанических сульфатов тяжелым изотопом серы характеризует отложения всех геологических эпох. Таким образом, сделанный выше вывод о постоянстве изотопного состава элементов разного происхождения является, по-видимому, лишь первым приближением к истине. Всего вероятнее, что дальнейшее уточнение методов исследования позволит заметить различия в изотопном составе, кроме перечисленных выше, и других элементов. Благодаря этому состав нашей планеты и других космических тел, происхождение и миграция элементов – эти важнейшие проблемы современной геохимии – получат более полное и глубокое освещение.

ЛЕКЦИЯ №8. РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ – ИСТОЧНИКИ ИОНИЗИРУЮЩЕГО ИЗЛУЧЕНИЯ.

Тритий - радиоактивный изотоп водорода с периодом полураспада 12,3 года. Тритий - чистый бета-излучатель с максимальной энергией 18 кэВ. Образуется в атмосфере, литосфере и гидросфере. Основным источником естественного трития является атмосфера, где он образуется в результате взаимодействия протонов и нейтронов космического излучения с ядрами атомов азота, кислорода и аргона. Основной реакцией является реакция типа 14N + n ®12C +3H при энергии нейтронов более 4,4 МэВ. Около 99 % всего образующегося ³Н превращается в НТО - тритиевую воду (Т- тритий) и участвует в круговороте воды в биосфере. Большая часть этого трития содержится в морях и океанах в результате поступления его туда с дождем или прямого обмена парами воды между воздухом и морской водой. До начала проведения испытаний ядерного оружия в атмосфере содержание Н-3 в воде в различных районах земного шара колебалось от 200 до 900 мБк/л. Около 30 % общего количества естественного трития содержится в глубоких слоях океанов, около 35 % - в верхних, хорошо перемешивающихся слоях океана, около 27 % - в земной поверхности и живом веществе, около 6,8 % - в стратосфере и лишь 0,4 % - в тропосфере. На долю континентальных районов приходится около 30 % общего количества естественного трития.

Бериллий-7 - радиоактивный изотоп бериллия с периодом полураспада 53,3 суток, гамма-излучатель с энергией квантов 0,477 МэВ. Средняя концентрация Ве-7 в приземных слоях атмосферного воздуха в районе умеренных широт составляет примерно 3 мБк/м3, а в дождевой воде 700 Бк/м3. Основным источником поступления этого радионуклида в организм человека является потребление зеленых овощей. Поглощенная доза облучения всего тела взрослого человека оценивается равной 0,08 мкГр (8 микрорад) в год.

Углерод-14 встречается в природе вместе с другими изотопами углерода (¹²С и ¹³С). Изотоп С-14 является чистым бета-излучателем с максимальной энергией бета-частиц 0,156 МэВ. Период полураспада радиоуглерода составляет 5730 лет. Естественный радиоактивный нуклид С-14 образуется в верхних слоях атмосферы при взаимодействии нейтронов космического излучения с ядрами стабильных атомов азота по реакции ¹⁴N(n, р)¹⁴С. Скорость его образования оценивается в 10¹⁵ Бк/год.

В 19-м веке удельная активность естественного радиоуглерода в живом веществе была равна 227 мБк/г углерода, что соответствует общему содержанию его в атмосфере 1,4.1017 Бк. Однако в 20-м веке удельная активность С-14 в воздухе снизилась вследствие его разбавления углеродом, выделяющимся при сгорании ископаемого топлива (угля, нефти, природного газа). Оценочные расчеты показали, что если бы не проводились испытания ядерного оружия в атмосфере, то в результате такого разбавления концентрация изотопа С-14 в живой материи к 1950 г. должна была снизиться на 3,2, к 1969 г. - на 5,9, а к 2000 г. - на 23 %. В результате проведения испытаний ядерного оружия в атмосфере, а также работы ядерных реакторов в окружающую среду поступает дополнительное количество изотопа С-14.

Среднее содержание углерода в теле взрослого человека массой 70 кг равно 16 кг, т.е. 23 % массы всего тела. Годовая поглощенная доза от С-14, содержащегося в различных органах и тканях тела человека, составляет (миллирад): 1,3 - для всего тела; 0,6 - для легких; 0,5 - для гонад; 32 - для клеток эндоста; 2,2 для красного костного мозга.

Натрий-22 - радиоактивный изотоп натрия с периодом полураспада 2,62 года. Бета- и гамма-излучатель с максимальной энергией бета-частиц 1,82 МэВ, гамма-квантов - 1,275 МэВ. Суммарная активность, равная 0,4·10¹⁵ Бк, распределяется таким образом: 25 % - стратосфера; 1,7 % - тропосфера; 21 % - поверхность Земли и органическое вещество; 44 % - верхние перемешивающиеся слои океана; 8 % - глубокие слои океана. Концентрация в воздухе у поверхности Земли составляет 3.10-4 мБк/м3. Годовая поглощенная доза от космогенного Nа-22 за счет внутреннего облучения в некоторых органах и тканях человека (мкГр): гонады - 0,14; красный костный мозг - 0,22; эндостальные клетки - 0,27; щитовидная железа - 0,12; толстая кишка - 0,14; другие ткани - 0,10.

Внутреннее облучение от рассеянных во внешней среде естественных радионуклидов. Из этой категории рассмотрим в основном те радионуклиды, которые дают наиболее высокий вклад в эффективную эквивалентную дозу. Необходимо иметь ввиду, что в целом эффективная эквивалентная доза внутреннего облучения вдвое больше дозы внешнего облучения.

Углерод-14 попадает в организм человека через органы дыхания и органы пищеварения. Среднегодовая эффективная эквивалентная доза (на все тело) за счет поступления этого изотопа равна 12 мкЗв.

Калий-40 - радиоактивный изотоп калия с периодом полураспада 1,3·10⁹ лет. Бета- и гамма излучатель с максимальной энергией бета-частиц 1,322 МэВ, гамма-квантов - 1,46 МэВ. Содержание калия во всем теле человека меняется в зависимости от возраста и пола. Наибольшее содержание калия - у молодых мужчин, минимальное - у пожилых женщин. Для взрослого мужчины среднее содержание К-40 составляет примерно 2 г на 1 кг массы тела. Концентрация калия в различных органах и тканях человека варьирует в широких пределах: 0,5 г калия на 1 кг костной ткани; 4,4 г на 1 кг красного костного мозга; 2,1 г на 1 кг легких или яичек; 1,35 г на 1 кг яичников. Средние дозы за год, создаваемые К-40 при такой концентрации калия, равны, мкГр: 270 для красного костного мозга; 140 - 180 для легких, гонад и эндостальных клеток в целом для всего тела человека. Среднегодовая эффективная эквивалентная доза составляет 180 мкЗв.

Рубидий-87 - радиоактивный изотоп рубидия с периодом полураспада 4,8·10¹⁰ лет. Распад Rb-87 сопровождается испусканием бета-частиц с максимальной энергией 0,274 МэВ. Среднее содержание в теле человека составляет 1,7·10^–3 %. Содержание Rb-87 в земной коре равно примерно 0,03 % по массе. Сведений о его содержании и поведении во внешней среде почти нет. О метаболизме рубидия в организме человека также известно очень мало. Предполагают, что в организме человека он распределяется так же, как и калий, поскольку эти два элемента обладают сходными химическими свойствами. Поглощенная доза за год, создаваемая рубидием-87 в теле человека колеблется от 3 до 14 мкГр в зависимости от органа или ткани. Среднегодовая эффективная эквивалентная доза равна 6 мкЗв.

Однако основной вклад во внутреннее облучения человека вносят радионуклиды, входящие в состав естественных радиоактивных семейств урана-238 и тория-232. Важно отметить, что большинство из образующихся при этом радионуклидов излучают кроме бета-частиц и гамма-квантов также и альфа-частицы, которые создают на своем пути в веществе, в том числе и в биологической ткани, высокую плотность ионизации атомов и молекул вещества. Особо следует выделить свинец-210, полоний-210, радий-226, радон-222, радон-220 (Tn-220, торон-220), которые вносят наибольший вклад в поглощенную дозу.

Уран-238 (Т_1/2 = 4,51·10⁹ лет) и торий-232 (Т_1/2 = 1,41·10¹⁰ лет) попадают в организм человека в основном с пищевым рационом. В районах с нормальным естественным радиационным фоном годовое поступление этих радионуклидов в организм человека оценивается следующим образом: U-238 - 5 Бк, Th-232 - 10 мБк (считается, что вкладом поступления тория-232 в организм с продуктами питания и водой можно пренебречь из-за низкого значения коэффициента всасывания тория из ЖКТ в кровь), причем вклад питьевой воды в суммарное поступление этих двух радионуклидов незначителен.

Радий-226 (Т_1/2 = 1602 года) поступает в организм человека в основном также через ЖКТ. При нормальном естественном радиационном фоне среднее поступление оценивается примерно 15 Бк в год.

Уран, радий и торий являются остеотропными радионуклидами: их доля в скелете составляет 70 - 90 % от общего содержания в теле человека.

Свинец-210 (Т_1/2 = 22,3 года) и полоний-210 (Т_1/2 = 138,4 сут) поступают в организм человека в основном с пищей. Pb-210 - типичный остеотропный радионуклид, а Ро-210 накапливается преимущественно в мягких тканях. С вдыхаемым воздухом в организм человека поступает в среднем 4 Бк и 1 Бк в год Pb-210 и Po-210 соответственно. С продуктами питания в организм людей, проживающих в районах с нормальным радиационным фоном, в среднем за год поступает по 40 Бк Pb-210 и Po-210. Оба радионуклида интенсивно концентрируются в рыбе и моллюсках, поэтому люди, потребляющие много рыбы и других даров моря, могут получить относительно высокие дозы облучения. На Крайнем Севере десятки тысяч людей питаются преимущественно мясом северного оленя (карибу), в котором эти радионуклиды присутствуют в довольно высокой концентрации. Они попадают в организм оленей зимой, когда те питаются лишайниками, в которых накапливаются оба нуклида. Дозы внутреннего облучения человека от полония-210 при этом могут в 35 раз превышать средний уровень. Люди, живущие в Западной Австралии в местах с повышенной концентрацией урана, получают за счет поступления в их организм Pb-210 и Po-210 дозы, в 75 раз превосходящие средний уровень, поскольку едят мясо и требуху овец и кенгуру.

Дополнительное количество этих радионуклидов поступает через органы дыхания при курении. При температуре сгорания табака оба радионуклида становятся летучими. 10 % свинца-210 и 20 % полония-210, содержащихся в табаке сигарет, попадают в легкие человека вместе с основной струей дыма. Среднее годовое поступление Pb-210 и Po-210 в легкие человека, выкуривающего одну пачку сигарет в сутки, составляет 16 и 60 мБк соответственно.

Радон-222 - естественный инертный радиоактивный, невидимый, не имеющий вкуса и запаха тяжелый газ (в 7,5 раза тяжелее воздуха), образующийся при распаде радия-226. Период полураспада 3,823 суток. Радон-220 образуется при распаде тория-232, период полураспада 55 с. Вклад радона-222 в дозу облучения примерно в 20 раз больше, чем радона-220. Эти радиоизотопы встречаются во многих природных материалах, откуда они могут частично диффундировать в окружающую среду (атмосферный воздух, воду). Скорость поступления радона в атмосферу сильно зависит от типа почвы, времени суток, сезона и метеорологических условий. Наибольшая концентрация этих изотопов наблюдается в приземном слое воздуха.

Вместе со своими дочерними продуктами радиоактивного распада радон ответствен примерно за 3/4 годовой индивидуальной эффективной эквивалентной дозы облучения, получаемой населением от земных источников радиации, и примерно половину этой дозы от всех естественных источников ионизирующего излучения. Человек большую часть дозы, обусловленной радоном, получает вместе с вдыхаемым воздухом, особенно в закрытых, непроветриваемых помещениях. В зонах с умеренным климатом концентрация радона в закрытых помещениях примерно в 8 раз выше, чем в наружном воздухе.

Герметизация помещений с целью утепления затрудняет выход радиоактивного газа из помещений. Концентрация радона в верхних этажах многоэтажных домов, как правило, ниже, чем на 1-м этаже. Скорость проникновения исходящего из земли радона в помещения фактически определяется толщиной и целостностью межэтажных перекрытий, т.е. количеством трещин и микротрещин в них. После заделки щелей в полу и стенах помещения концентрация радона в нем уменьшается. Даже при оклейке стен обоями скорость эмиссии радона снижается примерно на 30 %.

Еще один источник поступления радона в жилые помещения представляют собой вода и природный или сжиженный газ, которым пользуются для обогрева жилищ и приготовления пищи. Концентрация радона в помещениях заметно возрастает, если кухонные плиты, отопительные и другие нагревательные устройства, в которых сжигается газ, не снабжены вытяжкой. Вода из открытых водоемов обычно содержит чрезвычайно мало радона, но вода из глубоких колодцев и артезианских скважин характеризуется высокой концентрацией этого газа. Наибольшая зарегистрированная удельная радиоактивность воды в системах водоснабжения составила 100 млн. Бк/м³, наименьшая равна нулю.

Однако наибольшую опасность представляет не питье воды, а попадание паров воды с высоким содержанием радона в легкие человека вместе с вдыхаемым воздухом, что чаще всего происходит в ванной комнате. При обследовании домов в Финляндии оказалось, что в среднем концентрация радона в ванной комнате примерно в 40 раз выше, чем в жилых помещениях. После отключения 7-минутного душа прошло более полутора часов, прежде чем содержание радона вновь упало до исходного уровня.

Эффективная эквивалентная доза облучения от радона и его дочерних продуктов составляет в среднем около 1 мЗв (100 мбэр) в год, т.е. половину всей годовой дозы (2 мЗв), получаемой человеком в среднем от всех естественных источников радиации.

ЛЕКЦИЯ №9. РАДИОЭКОЛОГИЯ И ОКРУЖАЮЩАЯ СРЕДА.

Первичные радионуклиды делят на две группы: радионуклиды уранового и ториевого семейств и радионуклиды, находящиеся вне этих радиоактивных семейств. В первую группу входят 32 радионуклида, среди которых такие долгоживущие нуклиды, как торий-232 (период полураспада 14,1 млрд. лет), уран-238 (4,51 млрд. лет), уран-235 (710 млн. лет), радий-226 (1602 года), свинец-210 (22,3 года) и др.; во вторую группу - 11 долгоживущих радионуклидов, которые присутствуют в различных объектах среды с момента образования Земли и имеют период полураспада от 10⁷ до 10¹⁵ лет (калий-40, рубидий-87 и др.).

Из первичных радионуклидов основной вклад в дозу внешнего облучения вносят гамма-излучающие нуклиды уранового и ториевого рядов, а также калий-40. Содержание этих элементов существенно зависит от типа пород (табл. 15).

Таблица 15 – Среднее содержание в горных породах урана, тория в массовых долях на млн. часть горной породы и калия %

Породы	Уран, млн^-1	Торий, млн^-1	Калий, %
Гранит	3,0	12,0	3
Базальт	1,0	4,0	0,5
Перидотит	0,001	0,004	0,04
Песчаник	0,45	1,7	1,4

Районы с повышенным естественным фоном. На земном шаре имеются районы, где мощность поглощенной дозы в воздухе вне помещений значительно превышает среднее значение (около 5 мкР/ч), характерное для районов с "нормальным" радиационным фоном. Это - провинции Лацио и Кампанья в Италии, районы в штатах Керала и Тамилнад в Индии, в штатах Эспириту-Санту ,Минас-Жерайс и Рио-де-Жанейро в Бразилии, ряд районов во Франции, Иране, Нигерии, на Мадагаскаре и в некоторых других странах мира. Так, отмечены места в штате Минас-Жерайс, где мощность поглощенной дозы в воздухе достигает 28 мкГр/ч (примерно соответствует 2800 мкР/ч). Во Франции в ряде районов типичное значение мощности поглощенной дозы в воздухе достигает 2 мкГр/ч (200 мкР/ч); в этой стране обнаружен также небольшой район, где мощность поглощенной дозы составляет 100 мкГр/ч (10 тыс. мкР/ч). В урановой провинции Атабаска (Канада) по высоким концентрациям урана в хвое черной канадской ели обнаружена Уолластоунская биохимическая аномалия размером 3 000 км², связанная с поступлением в приземной слой атмосферы урансодержащих газовых эманации по глубинным разломам. Естественно повышенный радиационный фон наблюдается в районах Крайнего Севера из-за поступления в эти районы частиц солнечного ветра.

Радиационное загрязнение биосферы. В связи с индустриализацией в природную среду поступают сегодня в больших количествах естественные радионуклиды (их в насчитывается более 60), извлекаемые из глубин земли вместе с углем, газом, нефтью, минеральными удобрениями, строительными материалами и др. Кроме этого, в биосфере в результате деятельности человека появилось огромное количество искусственных радионуклидов (несколько сотен) и источников излучения.

Технологически измененный естественный радиационный фон. Этот термин используют для характеристики изменения естественного радиационного фона под влиянием хозяйственной деятельности человека. В него не включают поступившие в окружающую среду искусственные радиоактивные вещества от испытаний ядерного оружия и от работы предприятий ядерного топливного цикла (ЯТЦ). Используется Единица активности – беккерель, Бк. 1 Бк равен одному ядерному превращению (распаду) за 1 секунду: 1 Бк = 1 расп./с. Однако к нему относят такие источники, как геотермические электростанции, создающие в среднем выброс около 4·10¹⁴ Бк Rn-222 на 1 ГВт/год выработанной электроэнергии; дополнительное облучение при полетах в самолете; радий-226, прометий-147 и тритий, используемые для светосоставов постоянного действия; а также электронные и электрические устройства, содержащие радионуклиды или излучающие рентгеновское излучение; радионуклид Ро-210, используемый для снятия статического заряда в некоторых производствах; пожарные дымовые детекторы, содержащие Ra-226, Pu-238 или Am-241; керамическая и стеклянная посуда, содержащая уран и торий и др.

Уголь, сжигаемый в промышленных энергетических установках или жилых домах, содержит естественные радиоактивные К-40, а также U-238 и Th-232 в равновесии с их продуктами распада. В угольной золе содержится в среднем такая удельная активность, Бк/кг: 265 - ⁴⁰K; 200 - ²³⁸U; 240 - ²²⁶Ra; 930 - ²¹⁰Pb; 1700 - ²¹⁰Po; 70 - ²³²Th; 110 - ²³⁸Th и 130 - ²²⁸Ra. Количество выброшенных в атмосферу радионуклидов зависит от зольности угля и эффективности очистных фильтров сжигающих устройств. ТЭЦ различного типа выбрасывают в атмосферу от 1 до 20 % общего количества образующейся золы. Индивидуальная средняя доза облучения в районе ТЭС электрической мощностью 1 ГВт (район радиусом 20 км, площадью около 1000 км²) составляет 5,3 мкЗв/год, при этом костный мозг накапливает 145 мкЗв, легкие - 420 мкЗв, костная ткань - 1140 мкЗв.

Удобрения, применяемые в сельском хозяйстве, содержат немалое количество радионуклидов, которые после внесения их в почву проходят по пищевым цепям и поступают в живые организмы. Мировая добыча фосфатных руд составляет около 1,3 млн. тонн в год. Одними из самых чистых в мире считаются отечественные удобрения, однако это связано не с технологией их изготовления, а с качеством исходных пород.

В Кольском апатите фосфорные удобрения содержат, например, Ra-226 и U-238 до 70 Бк/кг и в фосфорите – 400 Бк/кг. Тройной суперфосфат, выпускаемый в США, содержит, Бк/кг: 2100 - ²³⁸U; 1800 - ²³⁰Th; 780 - ²²⁶Ra; 48 - ²³²Th. Азотно-фосфорно-калиевые удобрения (Бельгия) содержат, Бк/кг: 470 - ²³⁸U; 210 - ²²⁶Ra; 5900 - ⁴⁰K.

Нефть. Сама нефть не содержать радионуклидов в опасных количествах, но при бурении скважин на нефть может выбрасываться на поверхность шлам содержащий радиоактивные элементы. В водонефтяной оторочке возникают благоприятные условия для осаждения и накопления Ra, что может загрязнять как инструменты, так шлам, который извлекается из скважины. Шлам – это горные породы + вещества, используемые для промывки инструментов и извлечения породы из скважины. Складируется в шламовые амбары, около кустового основания.

Находясь в контакте с радиоактивными изотопами мы поглощаем радиацию. Поглощенная доза излучения равна отношению средней энергииDЕ, переданной ионизирующим излучением веществу в элементарном объеме, к массе Dm вещества в этом объеме. Единица измерения поглощенной дозы служит грэй, Гр. 1 Гр = 1 Дж/кг. Единица эквивалентной дозы – зиверт, Зв. 1 Зв = 1 Дж/кг. Зиверт равен дозе излучения любого вида, производящей такое же биологическое действие, как и доза образцового рентгеновского излучения в 1 Гр. Эквивалентная доза излучения введена для оценки возможного ущерба здоровью человека от хронического воздействия ионизирующего излучения при значении эквивалентной дозы за календарный год не более 5 предельно допустимых доз (ПДД), то есть не превышающего 250 мЗв в год. Эквивалентная доза равна произведению поглощенной дозы на средний коэффициент качества k ионизирующего излучения в данном элементе объема биологической ткани.

Предметы широкого потребления являются дополнительным источником облучения человека. Так, часы с циферблатом, содержащим радий-226 создают мощность дозы 0,074 мкГр/час. Мягкое рентгеновское излучение цветного телевизора создает на расстоянии 250 см от экрана мощность дозы, равную 0,003 мкГр/час, а на расстоянии 5 см от экрана - 100 мкГр/час.

Загрязнение биосферы радионуклидами, образовавшимися при испытаниях ядерного оружия. Испытания ядерного оружия в атмосфере были начаты США в 1945 г. Наиболее интенсивные испытания проводились в 1954 - 1958 гг. и 1961 - 1962 гг. В первый период большую часть испытаний провели США, во время второго периода - Советский Союз. В 1963 г. большинство стран подписали Договор об ограничении испытаний ядерного оружия (кроме подземных). После этого лишь Франция и Китай провели серию испытаний ядерного оружия в атмосфере (последнее из них - в 1980 г.).

С 1945 по 1980 г. было испытано в атмосфере 423 ядерных устройств различных типов и мощности. Общая мощность взорванных в атмосфере ядерных устройств эквивалентна 545,5 Мт тринитротолуола (тротилового эквивалента) – в пересчете на мощность бомбы, сброшенной на Хиросиму (20 кт), - это 27 275 хиросимских бомб.

В момент взрыва первоначальная смесь продуктов деления содержит до нескольких сотен радионуклидов, большинство из которых имеет ничтожную концентрацию или из-за короткого периода полураспада быстро распадается. Кроме первичных радионуклидов в окружающей среде образуется значительное количество вторичных радионуклидов в результате активации вещества среды нейтронами, испускаемыми при взрыве. В радиоактивных продуктах взрыва также присутствует в мелкодисперсной форме большое количество неразделившихся²³⁸U, ²³⁵U и ²³⁹Pu. Почти каждый изотоп является родоначальником цепочки распада с образованием радиоактивных промежуточных продуктов.

Основной вклад в формирование дозы облучения населения вносят долгоживущие радионуклиды. После атмосферного взрыва около 50 % образовавшихся активных продуктов выпадают в районе испытаний (в радиусе около 100 км) на земную или водную поверхность (площадью примерно 30 000 км²) – это так называемые локальные радиоактивные осадки. Остальная часть уходит в тропосферу и/или стратосферу. В тропосферу попадают мелкие аэрозольные частицы и находятся там до 30 суток, в течение которых они выпадают на Землю. Благодаря воздушным течениям тропосферные осадки выпадают за многие сотни и тысячи километров от места взрыва. В стратосферу уходит большая часть радионуклидов, которые глобально перемешиваются в стратосфере и затем в течение долгого времени (месяцы и годы) выпадают в различном количестве на различные участки поверхности всего земного шара (глобальные выпадения). В Северном полушарии, где проводилось большинство испытаний, выпадает и большее количество радиоактивных осадков.

Радиоактивные вещества, образующиеся при ядерных взрывах, создают радиационное воздействие на людей - внутреннее облучение (от вдыхания радиоактивных веществ, содержащихся в приземном слое воздуха, и употребления в пищу продуктов питания и питьевой воды, загрязненных радионуклидами) и внешнее облучение (от радиоактивных веществ, присутствующих в приземном воздухе или выпавших на поверхность земли).

НКДАР (Национальная комиссия по действию атомной радиации (Россия)) выделяет 21 радионуклид, которые образовались при испытаниях ядерного оружия и которые вносят тот или иной вклад в дозу облучения населения. Среди них, кроме того, выделены радионуклиды, вклад каждого из которых в ожидаемую эффективную эквивалентную дозу превышает 1 % (за 100 % принята ожидаемая доза от всех дозообразующих радионуклидов ядерного взрыва). Это следующие 8 радионуклидов (в порядке уменьшения вклада в ожидаемую суммарную дозу) – ¹⁴C, ¹³⁷Cs, ⁹⁵Zr (цирконий), ¹⁰⁶Ru (рутений), ⁹⁰Sr, ¹⁴⁴Ce (церий), ³H и ¹³¹I.

Как известно, природное содержание трития составляет не более 5,2·10¹² Бк (5,2 терабеккерель, или 5,2 ТБк). В результате испытаний ядерного оружия (в основном термоядерного) в атмосферу поступило 2,4·10²⁰ Бк трития, который активно включился в гидрологический цикл, и Мировой океан является сегодня основным депо хранения этого радионуклида.

Природное образование радиоактивного С-14 в атмосфере космическими нейтронами составляет 1·10¹⁵ Бк (1 петабеккерель, или 1 ПБк). При испытаниях ядерного оружия радиоуглерод образуется при захвате азотом воздуха нейтронов, испускаемых во время ядерного взрыва. Суммарная активность ¹⁴С, накопившаяся в результате испытаний оружия, проведенных до 1981 г., составила 220 ПБк.

По оценкам экспертов понадобится несколько тысячелетий, чтобы содержание тих изотопов пришло в норму.

Стронций-90 - чистый бета-излучатель со средней энергией 0,196 МэВ. При его распаде образуется другой бета-излучающий радионуклид - иттрий-90 (Т_1/2 = 61,1 часа, средняя энергия бета-частиц 0,935 МэВ). Исторически сложилось так, что именно ⁹⁰Sr был объектом пристального внимания ученых всего мира в течение длительного времени, поэтому получены обширные сведения о его поведении в окружающей среде. Общее количество Sr-90, образованного в результате всех проведенных до 1981 г. испытаний, составило 600 ПБк. За вычетом локальных выпадений общее глобальное накопление Sr-90 составляло к концу 1980 г. около 400 ПБк.

Цезий-137 - радионуклид, излучающий бета-частицы. При его распаде образуется дочерний радионуклид ^137mВа, который распадается с периодом полураспада 2,55 минуты, при этом испускаются гамма-кванты. Количество Сs-137, попавшего в атмосферу до 1981 г., равно 960 ПБк.

Нуклиды Sr-90 и Cs-137 в составе глобальных осадков выпадают в водно-растворимой форме. Эти элементы являются основными загрязнителями территорий пострадавших от Чернобыльской катастрофы.

Иод-131 - радионуклид, излучающий бета-частицы и гамма-кванты. Общее количество ¹³¹I, поступившего в атмосферу, согласно оценкам, равно 7·10²⁰ Бк. Основной источник поступления радиоактивного йода в организм людей – молоко (в тех районах, где оно является важным компонентом рациона человека).

Плутоний-328.Pu-328 имеет период полураспада, равный 87,7 лет, общее количество этого радионуклида, образовавшееся при проведении испытаний, составляет 330 ТБк; Pu-239 - 24100 лет, 7,8 ПБк; Pu-240 - 6570 лет, 5,2 ПБк; Pu-241 - 14,4 лет, 1700 ПБк; Pu-242 - 376000 лет, 160 ТБк; Am-241 (образуется при распаде Pu-241) - 433 года, 5,5 ПБк; Ar-39 - 269 лет, 1,2 ПБк и т.д.

По расчетам специалистов, полная ожидаемая доза от всех радионуклидов, образовавшихся при ядерных испытаниях, составит примерно 4000 мкЗв (т.е. 400 мбэр). До 2000 года было израсходовано только 7,7 % от этой дозы, и она будет почти полностью реализована более чем за тысячу лет. Очень малые дозы от наиболее долго живущих радионуклидов ядерных взрывов люди будут получать еще на протяжении миллионов лет.

Загрязнение радионуклидами, поступающими в биосферу при работе предприятий ядерного топливного цикла

Радиоактивные вещества могут поступать в природную среду на всех стадиях этого цикла:

- добыча и переработка урановых и ториевых руд;

- обогащение урана изотопом ²³⁵U;

- изготовление тепловыделяющих элементов (твэлов);

- получение ядерной энергии в ядерных реакторах;

- переработка отработавшего ядерного топлива на радиохимических предприятиях и извлечение из него делящихся веществ и радионуклидов, представляющих интерес для народного хозяйства;

- переработка, хранение и захоронение радиоактивных отходов.

Для обеспечения всех стадий ЯТЦ необходима также транспортировка радиоактивных материалов.

Основными источниками потенциальной ядерной опасности на территории России являются предприятия по производству расщепляющегося материала для ядерного оружия - Арзамас-16, Челябинск-40, Коасноярск-45, Томск-7, действующие 11 АЭС, которые дают около 12 % электроэнергии для нашей страны и 7 атомных ледоколов; кроме этого, в бывшем СССР насчитывалось 170 атомных подлодок, на которых находились 324 ректора. Большая часть выведена из употребления, а реакторы являются источниками повышенной радиации.

Несмотря на повышенные требования по безопасной работе ядерных реакторов, количество нарушений их эксплуатации остается высоким, в частности, на АЭС в 1991 г. было 164 таких нарушения, в 1992 г. - 204, в 1993 - 200. Однако уже хорошо известно, что потенциальная опасность имеет свойство реализовываться: 1957 г. - на Северном Урале вблизи г. Кыштым взрыв на военном предприятии "Маяк" с катастрофическими последствиями, 1974 - 1975 гг. - аварии на Ленинградской АЭС, 1978 г. - пожар на Белоярской АЭС, 1986 г. - катастрофа на Чернобыльской АЭС, 1993 г. - авария на Сибирском химическом комбинате (Томск-7).

Добыча урановой (ториевой) руды производится подземным способом (шахты), открытым (карьеры), а в последние два десятилетия также методом подземного выщелачивания металла на месте его залегания — это зависит от конкретных горно-геологических условий и концентрации металла в руде (концентрация урана в руде в виде U₃О₈ колеблется обычно от 0,1 до 3 %). Подземный способ применяют обычно для месторождений с высоким содержанием урана, залегающих в крепких породах на глубине более 200 - 300 м. На меньших глубинах и с низким содержанием металла применяют открытые способы.

При добыче руды подземным и открытым способами образуются газообразные, жидкие и твердые радиоактивные отходы (РАО). Газообразные радиоактивные выбросы состоят главным образом из Rn-222. В среднем образуется от 0,4 до 8 ГБк Rn-222 на 1 т добываемой руды (разброс зависит от ее качества). Жидкие отходы в основном определяются шахтными водами, образующимися при дренаже, а также водой для технологических целей. Твердые отходы состоят из горной породы и руды с очень низким содержанием урана.

Добытую руду транспортируют на обогатительную фабрику, обычно расположенную неподалеку. Обогащение урановой руды происходит в процессах грохочения, дробления, измельчения и последующего перевода в растворимую в воде двуокись урана UО₂. При этом металлы, образующие нерастворимые сульфиды, переходят в шламы. Вместе с сульфидами из процесса уходят также продукты распада урана - радий и его радиационно-опасные дочерние нуклиды, а также Ba, Pb, Bi, Al, Fe, Ca, ионы SО₄ и песок. Урановые отходы (хвосты) с обогатительных заводов сбрасываются в виде суспензии, состоящей на 50 % из твердой фракции. Обычно около 85 % активности содержится в илистой фракции. Количество радиоактивных аэрозолей, выбрасываемых в атмосферу из хвостохранилища, зависит от размеров их высохшей части, которая в свою очередь определяется метеорологическими и климатическими факторами. Кстати, радий является радиоактивным элементом, играющим большую роль в технике и медицине, и его можно добывать промышленным способом из шламов, накапливающихся в хвостохранилищах в огромном количестве. Так, при 0,2 % содержании урана в руде на каждые 200 т получаемого урана (годовая потребность АЭС мощностью 1 ГВт) образуется 100 тыс. тонн РАО.

Вблизи действующих обогатительных фабрик в Северной Америке к 1985 г. скопилось около 120 млн. т отходов, и если положение не изменится, то к концу века эта величина возрастет до 500 млн. т. Эти отходы будут оставаться радиоактивными в течение миллионов лет, т.е. будут являться главными долгоживущими источниками облучения населения. Их вклад можно значительно уменьшить, если отвалы покрыть асфальтом или поливинилхлоридом. Конечно, покрытия необходимо будет регулярно менять и также захоранивать.

Урановый концентрат, поступающий с обогатительных фабрик, подвергается дальнейшей переработке на урановых химических и аффинажно-металлургических заводах с целью извлечения урана и очистки его от посторонних примесей. На стадии аффинажа получают полуфабрикат, пригодный для производства металлического урана или гексафторида урана. (Аффинаж — металлургический процесс получения металлов высокой чистоты путем их разделения и отделения от них различных примесей.)

Как известно, в цепной самоподдерживающейся реакции деления ядер под действием тепловых нейтронов участвует только изотоп урана U-235, содержание которого в природном уране составляет 0,71 % (остальная часть принадлежит U-238). Для ядерного топлива необходимо обогащать природную смесь урана изотопом ²³⁵U, а это, в свою очередь, требует разделения легкого и тяжелого изотопов урана.

Гексафторид урана (UF₆) по своим химическим свойствам близок к идеальному газу и является пока единственным соединением, пригодным для разделения изотопов ²³⁵U и ²³⁸U. Эта задача решается с помощью молекулярно-кинетических методов (газодиффузия, термодиффузия, центрифугирование) или электромагнитного метода. Для получения UF₆ используют, как правило, тетрафторид или очищенную двуокись урана. Необходимо отметить, что UF₆, а также F₂ и фтористый водород, используемые как реагенты, - весьма токсические газы.

В результате такой переработки образуются газообразные и жидкие РАО (в основном альфа- и бета-излучатели), однако дозы облучения населения от них намного меньше, чем на других стадиях ЯТЦ. Обогащенный уран служит исходным сырьем для производства твэлов ядерных реакторов (твэл состоит из урансодержащего сердечника, заключенного в металлическую оболочку).

В ядерном реакторе осуществляется самоподдерживающийся процесс следующих друг за другом актов деления ядер U-235 под действием нейтронов. Основной частью ядерного реактора является активная зона, в которой находится делящийся материал. В реакции деления ядра образуются два радиоактивных осколка в виде атомов различных элементов и нейтроны. По мере работы реактора число атомов ядерного топлива в нем постепенно уменьшается, "выгорает", а количество осколков, напротив, увеличивается. За активной зоной находится обычно находится отражатель или экран, который частично отбрасывает уходящие нейтроны обратно в активную зону и тем самым способствует протеканию цепной реакции. За экраном располагается биологическая защитаот ионизирующего излучения, которая выполнена в виде толстых бетонных стен или баков с водой.

Для управления цепной реакций служат специальные управляющие стержни, изготовленные из материалов, способных сильно поглощать нейтроны. Введение таких стержней в активную зону приводит к уменьшению количества свободных нейтронов и тем самым к задержке или даже к полному прекращению цепной реакции.

При работе реактора в активной зоне и частично в отражателе выделяется громадное количество энергии, которая в конечном счете проявляется в виде тепла. Для того, чтобы реактор не перегревался и не разрушался, тепло из него необходимо непрерывно отводить. Для этого через активную зону постоянно прокачивается газ, или вода, или какое-нибудь другое вещество, отбирающее тепло из активной зоны и передающее его затем атмосферному воздуху, воде реки или пару, идущему в турбину электростанции. При этом вещество теплоносителя становится радиоактивным в результате его активации нейтронами.

В результате работы АЭС образуются РАО, которые поступают в окружающую среду, т.к. системы очистки не дают 100 %-го эффекта.

К газообразным отходамотносятся радиоактивные благородные газы (РБГ): около десяти радионуклидов Kr и Xe - продуктов деления, ⁴¹Ar - продукт нейтронной активации ⁴⁰Ar, содержащегося в воздухе и в охлаждающей реактор воде или газе. РБГ играют основную роль в формировании дозы внешнего гамма-излучения от АЭС.

Среди аэрозольных радионуклидов, присутствующих в атмосферных выбросах АЭС различных типов насчитывается более 50 биологически значимых.

К жидким отходам относятся пульпы ионообменных смол, фильтроматериалы, кубовые остатки выпарных аппаратов, в которые поступает загрязненная радионуклидами вода при эксплуатации или ремонте реактора. В окружающую среду сбрасываются очищенные, так называемые дебалансные воды, активность которых создается в основном за счет трития в форме тритиевой воды НТО, т.к. система очистки не позволяет выделять тритиевую воду из воды.

К твердым отходам АЭС относятся: твердые отходы, возникающие после отверждения жидких концентрированных отходов; детали оборудования реактора, сеятые с эксплуатации (топливные каналы, насосы, задвижки, фильтры и т.д.; использованный инструмент и приборы; израсходованные материалы (ветошь, спецодежда, бумага и пр.). Твердые отходы до момента захоронения хранятся на площадке АЭС. Количество твердых отходов зависит от типа реактора и не превышает обычно 2000 м³/(ГВт×год).

Величина радиоактивных выбросов у различных реакторов колеблется в широких пределах: не только от одного типа реактора к другому и не только для разных конструкций реактора одного и того же типа, но также для двух разных реакторов одной конструкции. Выбросы могут существенно различаться даже для одного и того же реактора в разные годы, потому что различаются объемы текущих ремонтных работ, во время которых и происходит большая часть выбросов. В конце 1989 г. в 26 странах эксплуатировалось в общей сложности 416 энергетических ядерных реакторов суммарной мощностью 274 ГВт, еще около 100 реакторов строилось.

Значительный вклад в загрязнение биосферы вносят заводы по переработке облученного ядерного топлива. При переработке из него извлекаются уран и плутоний для повторного использования в ядерных реакторах, а также некоторые долгоживущие радионуклиды, которые могут быть использованы в народохозяйственных целях (¹³⁷Cs, ⁹⁰Sr и др.). Перед поступлением на переработку твэлы обычно выдерживают не менее 120 суток, чтобы распались до минимального уровня короткоживущие радионуклиды, главным образом I-131.

Весомый вклад в загрязнение биосферы и глобальную дозу облучения населения всего мира вносят также долгоживущие радионуклиды ³H, ¹⁴C, ⁸⁵Kr, ⁹⁰Sr, ¹⁰⁶Ru, ¹²⁹I, ¹³⁴Cs, ¹³⁷Cs и изотопы трансурановых элементов, присутствующие в выбросах и сбросах заводов по переработке облученного ядерного топлива. Для радиохимического завода (РХЗ) мощностью 1500 тонн тяжелого металла (ттм) в год, который перерабатывает облученное топливо от легководных АЭС, расчетное значение индивидуальной годовой эффективной эквивалентной дозы в районе завода (на расстоянии до 100 км) составляет около 250 мкЗв (25 мбэр). Суммарная мощность радиохимического производства в Томске-7 позволяет переработать не менее 5000 ттм в год.

Радиоактивные отходы, образующиеся при переработке топлива, как правило, смешиваются с большим количеством нерадиоактивных химических отходов. Химические отходы сами по себе могут представлять большую опасность для окружающей среды и здоровья людей. Химические отходы переработки можно разделить на три категории.

К первой категории относятся кислотные отходы, получаемые на стадии растворения отработанного топлива. Обычно используется азотная кислота, хотя возможно использование и других кислот. Агрессивность этих кислот (рН обычно меньше 1) порождает ряд серьезных проблем при обращении с отходами, часто приводит к утечкам в трубопроводах, вызывая загрязнение грунтовых вод. Кислоты также ускоряют скорости реакций других составляющих отходов, приводя к образованию горючих газов, например водорода. Кроме того, высокая кислотность приводит к увеличению мобильности таких радиоактивных веществ как плутоний.

Вторая категория химических отходов - разнообразные связывающие вещества, добавляемые для снижения реактивности отходов или для осаждения. Некоторые из этих веществ, например циан (CN), в кислой среде могут образовывать ядовитые газы и другие опасные соединения.

Третья категория химических отходов включает в себя разнообразные органические растворители, такие как трихлорэтилен, трибутилфосфат и др. Многие из них, например четыреххлористый углерод, известны как активные канцерогены. Кроме того, растворители могут отравить грунтовые воды на большой территории.

На заключительной стадии ЯЦТ производится захоронение высокорадиоактивных отходов. При этом возникает немало проблем, т.к. для деактивации радиоактивных отходов необходимо время, равное примерно 20 периодам полураспада (нетрудно представить сложность задачи, если вспомнить, что период полураспада, например Pu-239, которым начинены атомные боеголовки, равен 24400 лет, т.е. человечество сегодня закладывает мину замедленнго действия своему будущему).

Хранить ли РАО в течение сотен тысячелетий в соляных шахтах, в герметичных (до поры, до времени) емкостях глубоко под землей или на дне океана, просто сбрасывать в море или отправлять в космос? Вопросы захоронения отходов в целом решаются правительствами разных стран по-разному. В этой связи необходимо отметить тенденцию роста ввоза импортных грязных отходов в Россию. По оценке "Гринспис", в период с 1967 по 1993 г. более 90 иностранных фирм предприняли 96 попыток экспортировать 34 млн. т опасных отходов на территорию России. В 1991-м году было сделано 6 попыток продаж опасных отходов, в 1992 - 27 и в 1993 - уже 31 попытка. В основном предложения исходили из Германии - 28 млн. т, США, Австрии, Италии, Бельгии, Канады, Финляндии и др. Среди предложенных отходов 10 млн. т шлака и пепла мусоросжигательных заводов, отфильтрованная пыль, пестициды, химикаты, пластиковые, радиоактивные и другие отходы. Более 4000 т отходов благополучно было доставлено и размещено на российской территории, в том числе радиоактивные и ртутные отходы. Безусловно, эти далеко не полные данные – лишь малая часть того, что происходит на самом деле.

На территории России для захоронения РАО имеются 15 полигонов, которые являются источниками потенциальной радиационной опасности. Томск-7, например, зарывает контейнеры в землю на глубину 100 – 200 м, закачивает жидкие отходы в геологические пласты - при этом не исключена вероятность попадания радиоактивных веществ в водносные пласты, кое-что отправляет и в реку Томь.

Достаточно надежных способов захоронения РАО пока еще не разработано. Во многих странах ведутся исследования по отверждению отходов с целью их последующего захоронения в геологически стабильных районах на суше, на дне океана или в расположенных под ним пластах. Предполагается, что захороненные таким образом РАО не будут источником облучения населения в обозримом будущем. Делаются попытки предсказать судьбу захороненных радиоактивных материалов. Предварительные оптимистические оценки показали, что заметное количество этих радиоактивных веществ достигнет биосферы через 10⁵ - 10⁶ лет.

ЛЕКЦИЯ №10. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АТМОСФЕРЫ.

Результаты изотопного анализа говорят о том, что твердая, жидкая и газовая оболочки Земли образовались на раннем этапе развития планеты.

Рис.6. Отношение содержание инертных газов в атмосфере Земли к их содержанию в солнечной системе

Такое различие указывает, что земная атмосфера не есть производная солнечной атмосферы, а образовалась при эволюции самой Земли. Преобладающим на Земле является ⁴⁰Ar, тогда как в космосе ³⁶Ar. Вейцзеккер сделал вывод, что весь аргон-40 образовался при радиоактивном распаде ⁴⁰K из горных пород земной коры (в мантии его в тысячи раз меньше чем в коре). Если аргон третий по объему газ атмосферы выделился из горных пород, значит и остальные газы могли поступить также. Изучая и сравнивая изотопный состав мантийных инертных газов и тех ХЭ, которые поступили из земной коры, был сделан вывод, что большая их часть мантийного происхождения. Отсюда последовал вывод, что атмосфера Земли изначально образовалась при дегазации мантии.

Однако обособление наружных оболочек не означает, что их химический состав оставался неизменным во времени. Напротив, составы оболочек существенно менялись, и ведущую роль в их эволюции сыграло живое вещество. Особенно сильное воздействие живые организмы оказали на состав атмосферы.

Состав атмосферы как результат геохимической деятельности живых организмов

Рис. 7. Схема геохимического (большого) круговорота

Масса атмосферы составляет около 5,13 петатонн [пета (П) – 10¹⁵т] (5,13*10²¹г). По составу, температурному режиму, электрическим характеристикам атмосфера в вертикальном направлении может быть разделена на ряд слоев. Основная часть газового вещества (80 %) находится в тропосфере, которая простирается от поверхности Земли до высоты около 17 км на экваторе и до 7–9 км на полюсе. В тропосфере сосредоточена основная масса паров воды и мелких твердых частиц, которые переносятся воздушными массами, т.е. тропосфера является областью активного взаимодействия атмосферы с океаном и сушей. В этой области также происходят играющие важную роль в биосфере фотохимические реакции. Тропосфера характеризуется уменьшением температуры с высотой (около 6 К/км) и заканчивается тропопаузой, которая намечает область сильно пониженной температуры и отсутствия скопления паров воды.

Выше тропопаузы расположена стратосфера, где температура возрастает приблизительно от до 0^о С в стратопаузе (на высоте 50 км от поверхности Земли). Далее следует мезосфера, где температура уменьшается с высотой, достигая 170–180 К на высоте около 85 км (мезопауза). Для стратосферы и мезосферы характерно нарастание разреженности газов. На высоте 20–30 км под воздействием солнечной радиации происходит фотодиссоциация молекул кислорода и образование озона. Весьма разреженный озоновый слой (при обычных для поверхности Земли условиях, под давлением 1 атм, мощность озонового слоя не превысила бы 1 см) поглощает около 97 % энергии ультрафиолетовой части спектра солнечной радиации. Озоновый экран предохраняет все живое на земной суше от губительного действия жесткого ультрафиолетового излучения.

Эти три слоя – тропосфера, стратосфера и мезосфера – характеризуются неизменным газовым составом и носят общее название гомосферы.

Начиная с 85 км, температура атмосферы вновь возрастает вследствие поглощения ультрафиолетового излучения Солнца. Средний градиент температуры равен 20 К/км до высоты 150 км, а далее рост постепенно замедляется и заканчивается на высоте 300 км. Эта область атмосферы называется термосферой и заканчивается термопаузой, которая находится днем на высоте 350–400 км, а ночью опускается до высоты 200–250 км. Термосфера и лежащий над ней обширный слой метасферыобъединяются под общим названием – гетеросфера. Вследствие этого разделения на высоте около 750 км преобладает атомарный кислород, а на высоте 1500 км – гелий.

Разделение газов заканчивается на высоте нескольких тысяч километров переходом к водородному составу атмосферы. Область, где столкновения между молекулами не мешают их вылету за пределы земной атмосферы, получила название экзосферы – наружной части газовой оболочки Земли. Экзосфера лежит на высоте выше 700 км, простирается примерно до 1800 км и характеризуется непрерывной диссипацией наиболее легких атомов – водорода и гелия.

Наблюдения за распространением радиоволн показали, что газы, образующие атмосферу, ионизированы. Область наибольшей ионизации сильно разреженного газа располагается на высоте от 85 до 800 км от поверхности Земли и называется ионосферой. Ионизация верхней атмосферы в значительной мере определяется влиянием Солнца. Степень ионизации изменяется со временем суток, с сезоном и фазой цикла солнечной активности. Сильное влияние на ионизацию оказывает также бомбардировка атмосферы частицами солнечного происхождения, вызывающими магнитные бури и полярные сияния.

Строение и химический состав современной газовой оболочки Земли является итогом длительного процесса взаимодействия живых организмов с окружающей средой. Газовое вещество современной атмосферы состоит на 99,8 % из атомов азота и кислорода. Другие компоненты содержатся в малых количествах и представлены в основном парами воды, инертными газами, а также соединениями, попадающими в атмосферу в результате биологических процессов и фотохимических реакций (табл. 11).

При анализе состава атмосферы обращают на себя внимание инертные газы, особенно аргон и гелий, так как содержание первого относительно велико, а количество второго должна бы быть, согласно расчетам, в 1000 раз больше. Геохимия этих газов тесно связана с историей атмосферы. В облаках космического пространства, аналогичным тем из которых произошла солнечная система, содержится в основном аргон 36 с отношением ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 10^-4. В современной земной атмосфере это отношение равно 295,5. Получается явная нестыковка. Для объяснения этого факта Вейзеккер предположил, что большая часть аргона – 40 образовалась из калия-40. Этим он объяснил высокое содержание аргона (0,93 %) в современной атмосфере. В вулканических породах, содержащих мантийное вещество, в алмазах (М. Озима) показано, что соотношение изотопов аргона достигает 5000. Отсюда следует вывод, что основная масса аргона выделилась из Земли, причем за очень короткий период 500 млн. лет от момента образования планеты. Выделение газа может происходить из породы в состоянии близкого к расплавленному. Предполагается, что в это время выделилось 80% аргона от современного содержания, остальные 20% в последующие миллиарды лет. Считается, что такого же (мантийного) происхождения вода гидросферы и азот атмосферы.

Таблица 16

Гелий образуется в результате распада радиоактивных элементов (альфа-частицы). Малое содержание его в атмосфере обусловлено тем, что он покидают Землю и улетучивается в космос. Содержание других инертные газов соответствует тем количествам, в каких они были выделены из мантии на протяжении всего времени существования Земли.

Ученые полагают, что газовая оболочка возникла за очень короткий отрезок времени, который примерно совпадает со временем образования Земли. Быстрому образованию атмосферы способствовало бурное выделение газов при столкновениях метеоритных тел с Землей. Есть модели рассматривающие столкновение Земли с другой планетой, в результате которого Земля расплавилась, а другая планета рассыпалась в пыль. В последующем из этой смеси материала двух планет образовалась Луна.

В составе первичной атмосферы, по-видимому, преобладал азот. Помимо инертных газов в атмосферу из недр Земли поступали восстановленные или недоокисленные соединения, аналогичные современным вулканическим эманациям. Присутствовали также пары воды, CO₂, N₂, H₂, H₂S, CO, CH₄, HF, HCl. Концентрация CO₂ была недостаточна для возникновения «парникового эффекта», и это предохраняло воды древнего океана от испарения.

Молекулы воды, присутствующие в атмосфере, диссоциируют под действием солнечной радиации. За счет диссипации водород – главный восстановитель – непрерывно удалялся из древней атмосферы, одновременно накапливались окислители. Это привело к двум важным последствиям. Во-первых, постепенно образовывался экран, защищающий земную поверхность от жесткой части спектра ультрафиолетовой радиации. Во-вторых, постоянное возобновление в процессе диссипации фотохимических окислителей положило начало процессу окисления восстановленных газов, которые непрерывно поступали из мантии. В конденсирующейся атмосферной влаге окисленные соединения растворялись и далее вымывались из атмосферы дождями. Этот процесс имел циклический характер и обозначил направленность будущих биогеохимических циклов.

Наиболее древние биогеохимические процессы связаны с жизнедеятельностью хемолитотрофных бактерий. Аналогом форм древней жизни микробиологи считают термофильные литотрофные бактерии, которые существуют в горячих источниках с температурой близкой к 100^оС. В ходе исследований наземных и подводных гидротерм на дне океана были открыты сообщества термохемолитотрофных бактерий, для которых субстратом служат вулканические газы. Обнаруженные микроорганизмы окисляли восстановленные газообразные соединения и за счет энергии этих реакций синтезировали органическое вещество (без продуцирования кислорода). Сообщества древних хемолитотрофных микроорганизмов и положили начало первому этапу геохимической деятельности живого вещества. Таким образом, глобальная система миграции (выделение газов из Земли в атмосферу, их окисление и последующее вымывание из атмосферы) пополнилась живой компонентой, что усложнило систему и превратило ее из абиогенной в биогенно-абиогенную.

Начало второго этапа геохимической деятельности живого вещества соответствует становлению цианобактериальной системы. Для синтеза органического вещества цианобактерии (сине-зеленые водоросли) используют солнечную энергию, а не энергию окислительно-восстановительных химических реакций. Следы жизнедеятельности этих простейших форм жизни находят в самых древних геологических образованиях. Так, в кремнистых образованиях Западной Австралии, возраст которых оценивается в 3,5 млрд. лет, обнаружены созданные сообществами цианобактерий строматолиты. Жизнедеятельность древнейших организмов протекала в водной среде при наличии свободного кислорода, – свидетельством этому являются древние железо-оксидные кварциты. За счет реакции фотосинтеза в океане дополнительно появился свободный кислород метаболического происхождения. Вместе с тем цианобактерии могут нормально развиваться лишь при отсутствии свободного кислорода, который для них в большом количестве токсичен. Однако проходивший одновременно процесс интенсивного связывания кислорода в форме оксида железа и сульфатов способствовал широкому распространению цианобактерий в древнем океане. В результате содержание кислорода в океане и атмосфере не возрастало в течение долгого времени. Только после окисления растворенного в древнем океане двухвалентного железа и образования джеспилитов началось прогрессирующее накопление кислорода в атмосфере. Немецкий геохимик М. Шидловский (1980) подсчитал, что около 56 % всего кислорода, выделившегося в процессе фотосинтеза, связано в оксидах железа, 39 % – в сульфатах, и всего 5 % находится в океане и атмосфере в свободном состоянии.

Для цианобактериальной системы характерно преобладание продукционных процессов над деструкционными. В результате этой биогеохимической особенности громадное количество органического углерода было погребено в толще осадков древних морей, а в окружающую среду было выделено в 2,7 раза большее количество кислорода, что существенно изменило геохимию древнего океана и атмосферы и создало предпосылки для совершенствования биогеохимических циклов.

Окисление растворенного в воде кислорода примерно 2 млрд. лет назад в основном закончилось и началось окисление его на суше, – об этом свидетельствует образование континентальных красноцветных толщ. Содержание кислорода в атмосфере стало возрастать.

Прокариоты (бактерии и сине-зеленые водоросли) обладают большой устойчивостью, консервативностью. Прокариотная система устойчиво функционировала на протяжении 1,5–2 млрд. лет. Однако около 1,4 млрд. лет назад ционобактериальная система постепенно начала заменяться на альгобактериальную. Главную роль в этом явлении сыграло накопление свободного кислорода в океане и атмосфере, в результате чего конкурентоспособность цианобактерий стала снижаться и доминирующее положение в продуцировании органического вещества на планете заняли одноклеточные водоросли, которые существуют в океане и по сей день. Примерно 670 – 570 млн. лет назад благодаря образованию системы из продуцентов-фотосинтетиков и животных-консументов установился кислородно-углеродный биогеохимический цикл, который является основой современных экосистем.

Итак, формирование химического состава атмосферы происходило путем закономерной дифференциации химических элементов, выделенных из недр Земли в виде восстановленных газов. Изначально дифференциацию обеспечивала абиогенная система, имевшая циклический характер. Она же являлась главной и характерной чертой среды развития древнейших организмов, которые со временем заняли в системе определенное место. Биогеохимические процессы выступали поначалу в роли отдельных звеньев системы глобального цикла газов в атмосфере. По мере развития жизненных форм глобальный круговорот газов стал контролироваться жизнедеятельностью организмов. Вследствие этого менялся состав атмосферы, а также океана и горных пород на поверхности древней суши. Изменение эколого-геохимических условий среды обитания оказывало, в свою очередь, воздействие на развитие организмов и совершенствование биогеохимических циклов. В глобальной системе биогеохимических циклов после широкого распространения эукариот (продуцентов-фотосинтетиков и животных-консументов) ведущее положение занял углеродно-кислородный цикл, главным звеном которого является система «высшие растения–почва».

Так как химические элементы связаны в общей массе растительности суши на более или менее длительный промежуток времени, то годовую динамику массообмена газов отражают соотношения масс годовой продукции фотосинтеза и деструкции отмершего органического вещества.

В системе «живое вещество – атмосфера – живое вещество» обмен газов носит циклический характер. При осуществлении реакции фотосинтеза растениями поглощение определенного объема углекислого газа сопровождается выделением такого же объема кислорода. Основная масса углекислого газа на суше образуется в ходе микробиологического разложения органического вещества, при этом значительная часть углекислого газа возвращается в атмосферу и вновь вовлекается в биологический круговорот. Таким образом, поступление кислорода в атмосферу определяется соотношением синтезируемого и разлагающегося органического вещества.

Если в процессах разложения разрушается такое же количество органического вещества, которое образуется растительностью, то содержание кислорода в атмосфере не может возрастать. При увеличении количества кислорода, выделенного растениями при фотосинтезе, потребуется такое же его количество для разложения органического вещества. Обязательным условием возрастания содержания кислорода в атмосфере является превышение массы продукции фотосинтеза над массой разлагаемого органического вещества. Это условие может быть обеспечено на суше за счет обилия элементов минерального питания растений. Однако в океане имеет место другая ситуация: из-за дефицита элементов питания продукты отмирания организмов-фотосинтетиков постоянно захватываются разными группами консументов и, следовательно, не выпускаются за пределы биологического круговорота. Все, что теряется этой системой фильтрации, уходит в большой геологический к круговорот.

Сопоставление массы растительности суши до ее нарушения человеком (2500 Гт) и ее годовой продуктивности (172 Гт) показывает, что обновление фитомассы суши происходит в среднем за 15 лет. Ясно, что древесная растительность имеет намного больший период обновления, чем травянистая. Фитопланктон обновляется ежедневно, а вся масса живого вещества океана – в среднем менее чем за месяц.

В настоящее время в пределах Мировой суши находится около 0,7 Тт сухого вещества неразложенных растительных остатков в виде торфа и лесных подстилок и около 2,4 Тт почвенного гумуса. На поверхности суши распределение живого вещества и неразложенных органических остатков следует биоклиматической зональности: наибольшей фитомассой характеризуются влажные тропические леса, наибольшее количество мертвого органического вещества сосредоточено в зоне бореальных хвойных лесов.

Считается, что ежегодная продукция растительности суши до нарушения ее человеком составляла 170 – 180 гигатонн. При содержании углерода 46 % в этой продукции связывалось в среднем 80 Гт углерода. Для продуцирования такого количества органического вещества ежегодно потреблялось 296 Гт углекислого газа и выделялось в атмосферу 216 Гт кислорода.

С учетом поправки на уменьшение растительности суши на 25 % за счет воздействия человека можно считать, что для синтеза годовой продукции современная растительность Мировой суши захватывает из атмосферы 220 Гт/год углекислого газа, при этом связывается на 20 Гт/год углерода меньше и недополучено в атмосферу 216-160=56 Гт/год кислорода.

Газы образуют обособленную газовую оболочку Земли. Вместе с тем в водах морей и океанов содержится в растворимом состоянии 4,32×10¹⁸ м³ газов, что в 3 раза превышает суммарный объем вод Мирового океана.

Одна из самых значительных ролей на нашей планете принадлежит круговороту воды. Через атмосферу ежегодно вовлекается в кругооборот более 520 тыс. км³ воды. Движение колоссальных масс воды в системах «поверхность суши – атмосфера – поверхность суши», «поверхность океана – атмосфера – поверхность океана» и «океан – атмосфера – суша – океан» исключительно важно для биосферы, так как благодаря этому движению осуществляется регулирование теплового режима планеты и сохраняются условия существования самой жизни. Кроме этого, природные воды активно участвуют в атмосферной миграции химических элементов.

В последние десятилетия химический состав атмосферы вызывает особенный интерес в связи с так называемым «парниковым эффектом», который заключается в том, что атмосфера поглощает энергию инфракрасной части спектра отражаемого поверхностью Земли солнечного излучения. Усиление эффекта ведет к повышению средней температуры атмосферного воздуха, изменению ее распределения по земной поверхности, уменьшению атмосферной циркуляции и другим явлениям, вследствие чего могут начаться глобальные изменения климата с неблагоприятными последствиями (таяние ледников Антарктиды и Гренландии, подъем уровня Мирового океана, затопление прибрежных, плотно населенных территорий и др.).

Специальные исследования были посвящены выяснению динамики поступления углекислого газа и метана в тропосферу. Выяснилось, что северные регионы Евразии и Северной Америки служат основными источниками поступления СО₂ и СН₄ в атмосферу. Максимум концентрация СО₂ приходится на осенне-зимний период и связан с деятельностью грибной и бактериальной микрофлоры. Наибольшая концентрация СН₄ наблюдается в конце зимы – начале весны и связана с деятельность метанообразующих бактерий.

Сжигание горючих ископаемых способствует накоплению в атмосфере массы углекислого газа. В середине ХIX в. концентрация СО₂ в атмосфере составляла около 290∙10^–4 % объема, через 100 лет – 313∙10^–4 %, в 1978 г. – 330∙10^–4 %, в 1990 г. – 353∙10^–4 %. По расчетам исследователей, в результате сжигания минерального топлива было выделено до 1978 г. около 140 млрд. тонн углерода в составе СО₂. Анализ динамики концентрации углекислого газа в атмосфере показал, что его масса в атмосфере увеличивается за последние годы на 2,2 млрд. т/год. Индустриальные источники выбрасывают в атмосферу в составе СО₂ около 5 млрд. т/год углерода, что примерно в 15 раз меньше количества данного элемента, ассимилируемого при фотосинтезе растительности Мировой суши.

Привлекает внимание такое последствие сжигания возрастающих масс каменного угля, как изменение изотопного состава растений и всего живого вещества Земли. Каменный уголь является продуктом глубокой трансформации органического вещества растительного происхождения. Поскольку в процессе фотосинтеза предпочтительно поглощаются легкие изотопы углерода, постольку можно ожидать, что сжигание угля и поступление в атмосферу углекислого газа, обогащенного ¹²С, должно вести к обогащению живых организмов легким изотопом углерода. И действительно, исследуя годовые кольца стволов деревьев, американскийбиогеохимик Б. Болин (1985) показал, что по мере развития хозяйственной деятельности человека растительность обогащается изотопом ¹²С.

Сжигание ископаемого органического топлива

В последние десятилетия химический состав атмосферы вызывает особенный интерес в связи с так называемым «парниковым эффектом», который заключается в том, что атмосфера поглощает энергию инфракрасной части спектра уходящего от поверхности Земли излучения в диапазоне 8-18 мкм. Усиление эффекта ведет к повышению средней температуры атмосферного воздуха, изменению ее распределения по земной поверхности, уменьшению атмосферной циркуляции и другим явлениям, вследствие чего могут начаться глобальные изменения климата с неблагоприятными последствиями: засуха, таяние ледников Антарктиды и Гренландии, подъем уровня Мирового океана, затопление прибрежных, плотно населенных территорий и др.

Общемировые запасы органического топлива слагаются в первую очередь из запасов угля (до 60 %), нефти и газа (около 27 %). В совокупном мировом их производстве (т. е. добыче) картина складывается иная — на уголь приходится более 30 %, а на нефть и газ — более 67 % от общей добычи топливных ресурсов. По данным Геологической службы США, промышленные запасы каменного угля на 1970 г составили 7640 млрд. т (7,64•10¹⁸г). Современная оценка дает геологические запасы угля в мире в 14,8 трлн. т (14,8•10¹⁸г). Запасы нефти оцениваются в 400 млрд. т.

Если принять 70% за среднее содержание углерода в каменных углях, то его общее количество в этой группе горючих полезных ископаемых составит 10¹⁹ г. Если допустить, что все это количество углерода будет полностью сожжено и углерод окислен до состояния углекислого газа, то для этого потребуется 3,24•10¹⁹ г кислорода, т. е. всего 2,7% общего количества кислорода атмосферы (118•10¹⁹). Таким образом, даже при возрастании общих запасов каменных углей в пять раз количество потребного для их сжигания кислорода составит всего 7%атмосферного кислорода.

В этом ориентировочном расчете не приняты во внимание доля использования каменных углей для нужд химической промышленности, не сопровождающихся полным окислением углерода до СО₂, окисление выплавленного железа и др. техногенные источники. Однако расчет дает представление о возможных масштабах роста содержания СО₂ в атмосфере, что позволяет представить вероятные масштабы этого процесса.

Ещё в 70-80-ые годы проведены расчеты, указывающие на опасность увеличения концентрации антропогенной СО2. Сжигание горючих ископаемых способствует накоплению в атмосфере массы углекислого газа. В середине ХIX в. концентрация СО₂ в атмосфере составляла около 290∙10^–4 % объема, через 100 лет – 313∙10^–4 %, в 1978 г. – 330∙10^–4 %, в 1990 г. – 353∙10^–4 %. По расчетам исследователей, в результате сжигания минерального топлива было выделено до 1978 г. около 140 млрд. тонн углерода в составе СО₂. Анализ динамики концентрации углекислого газа в атмосфере показал, что его масса в атмосфере увеличивается за последние годы на 2,2 млрд. т/год. Индустриальные источники выбрасывают в атмосферу в составе СО₂ около 5 млрд. т/год углерода, что примерно в 15 раз меньше количества данного элемента, ассимилируемого при фотосинтезе растительности Мировой суши. Разрыв уменьшается из-за снижения ассимиляционного потенциала биосферы.

Привлекает внимание такое последствие сжигания возрастающих масс каменного угля, как изменение изотопного состава растений и всего живого вещества Земли. Каменный уголь является продуктом глубокой трансформации органического вещества растительного происхождения. Поскольку в процессе фотосинтеза предпочтительно поглощаются легкие изотопы углерода, постольку можно ожидать, что сжигание угля и поступление в атмосферу углекислого газа, обогащенного ¹²С, должно вести к обогащению живых организмов легким изотопом углерода. И действительно, исследуя годовые кольца стволов деревьев, американский биогеохимик Б. Болин (1985) показал, что по мере развития хозяйственной деятельности человека растительность обогащается изотопом ¹²С.

Сжиганием 1 трл. т углерода (10,4•10¹⁸г С) каменных углей будет произведено 36•10¹⁸г СО₂. Если газообмен в атмосфере не изменится, то по аналогии с тем, что происходило до сих пор, около 50% углекислого газа будет адсорбировано океаном и другими поглотителями СО₂, тогда количество углекислого газа, который поступит в атмосферу, в 7,7 раза превысит количество, присутствующее в ней в настоящее время. При этом содержание СО₂ в воздухе будет более 0,2 вес. %.

Сжигать захороненные в горных породах углеводороды чрезвычайно опасно, так как это ведет к изменению её состава, сформированного в течение сотен миллионов лет, когда «лишняя» углекислота выводилась из атмосферы в горные породы и океан. В программе борьбы с потеплением климата в ближайшее время предусмотрено по всему миру строительство десятков заводов по извлечению СО2 из атмосферы и закачки её в глубокие пласты земной коры.

Микрокомпоненты атмосферы

Редкие инертные газы (неон, криптон, гелий, ксенон, радон). Инертные газы в условиях атмосферы Земли и в биосфере не вступают в какие-либо химические реакции, полностью оправдывая свое название. Наиболее распространенный из них — аргон — по массе составляет более 1% атмосферы, а наименее распространенный — радон — всего 6•10^-18%.

Происхождение основной массы неона Ne²⁰ в атмосфере остается не вполне ясным. Ne²⁰ является самым распространенным, стабильным изотопом атмосферного неона (90,92%). По всей вероятности, он освобождается и поступает в атмосферу в процессе разрушения магматических горных пород, а также из вулканических источников. Два других стабильных изотопа имеют радиогенное происхождение. Считается, что основная масса неона в связи с легкостью этого газа (неон в 1,5 раза легче воздуха) была потеряна атмосферой.

Радон. Радон — радиоактивный инертный газ — вследствие своей недолговечности не является постоянным компонентом атмосферы и поэтому рассматривается в группе ксенокомпонентов атмосферы. Накапливается в подвалах и понижениях рельефа. Является источником радиации для населения.

Водород. Содержание свободного водорода в атмосфере ничтожно (см. табл. 23). Его источником являются • вулканические процессы, многие магматические и осадочные породы, а также некоторые биогенные процессы, идущие при участии водородообразующих бактерий.

В атмосфере водород неустойчив и легко соединяется с кислородом, что сохраняет его на Земле. Сам по себе атом водорода способен уйти в космос из-за маленькой массы.

Криптон и ксенон — весьма редкие инертные газы, находящиеся в атмосфере в состоянии крайнего рассеяния. Они поступают в атмосферу с вулканическими эманациями и газами термальных источников.

Гелий — наиболее легкий из инертных газов, являющийся конечным продуктом радиоактивного распада урана и тория. Месторождения гелия закончились и в ближайшем будущем возникнет проблема с его использованием на Земле.

Метан и другие газообразные углероды. Незначительное количество метана СН₄ постоянно отмечается в земной атмосфере. Он образуется в процессе разложения органического вещества при условии недостатка кислорода в почвах, особенно в болотах. Поступает метан из осадочных толщ, газовых, нефтяных и угольных месторождений, а также из разлагающихся в восстановительных условиях органических остатков. Источником техногенных газообразных углеводородов в окружающей среде в основном являются двигатели внутреннего сгорания, в выхлопных газах которых преимущественно содержатся предельные углеводороды.

Окись углерода. Окись углерода СО не характерна для природных процессов в окружающей среде. Её окисление энергетически более выгодно, чем просто углерода, поэтому она быстро потребляется бактериями. Концентрации СО, превышающие 10 мг на 1 м³ воздуха, опасны для здоровья человека. Опасные концентрации окиси углерода в тропосфере является полностью следствием деятельности человека, если исключить образование некоторого количества ее во время лесных пожаров. В этой связи содержание окиси углерода в воздухе может служить объективным показателем степени его локальной загрязненности.

Сероводород. Поступление незначительных количеств природного сероводорода H₂S в атмосферу в основном обусловлено процессами бактериального разложения органического вещества в условиях резкого недостатка кислорода. Некоторое количество H₂S выбрасывается в атмосферу вместе с другими газами в результате вулканических процессов, а также поступает на поверхность с термальными источниками.

Бактерии-десульфуризаторы, участвующие в процессах разложения органического вещества, проходящих без доступа воздуха, восстанавливают присутствующий в органических остатках сульфат-ион до S^2-. При этом отобранный у сульфат-иона кислород используется для дальнейшего окисления органического вещества.

Атмосферный воздух и его качество

В России регулирование качества атмосферного воздуха и зашита населения от воздействия загрязняющих веществ регламентируется Законом об охране атмосферного воздуха (1999), Оценка уровня загрязнения атмосферного воздуха населенных мест проводится путем сопоставление измеренных концентраций с гигиеническими нормативами — предельно допустимыми концентрациями (ПДК), соблюдение которых обеспечивает отсутствие прямого или косвенного влияния на здоровье населения и условия его проживания. Для отдельных веществ используются также ориентировочно безопасные уровни воздействия (ОБУВ). Гигиенические нормативы установлены более чем для 2 тыс. веществ. В России установлены 2 величины нормативов: относящиеся к средней концентрации за 24 часа — ПДК_сс и максимальная разовая концентрация за 20 мин. — ПДК_мр В большинстве стран мира существуют также среднегодовые и среднемесячные нормативы. Регулярный контроль за уровнем загрязнения атмосферного воздуха проводит Федеральная служба по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (Росгидромет). Кроме того в городах могут находиться посты контроля центров Госсанэпиднадзора, муниципальных природоохранных служб и промышленно-санитарных лабораторий.

Степень опасности загрязнения атмосферного воздуха оценивается по 2-м основным классам веществ – канцерогенным и неканцерогенным:

Канцерогенные вещества способны вызывать злокачественные новообразования. Ряд канцерогенных веществ влияет и на наследственность, индуцируя генетические эффекты — увеличение частоты ряда генетически обусловленных заболеваний. К общеизвестным канцерогенам относится бенз(а)пирен, образующийся при низкотемпературном горении нефти.

Неканцерогенные вещества вызывают широкий спектр нарушений состояния здоровья человека, которые можно рассматривать как разные формы проявлений токсических эффектов, регистрируемых на молекулярном, клеточном, тканевом, организменном или популяционном уровнях. Последние эффекты наблюдаются в виде повышенной заболеваемости и/или смертности. Постоянное воздействие загрязненного воздуха на здоровье населения в конце концов отражается в росте показателей заболеваемости и смертности. В первую очередь, это — увеличение хронических заболеваний органов дыхания и связанной с этими болезнями смертности, а также повышение смертности в результате различных сердечно-сосудистых болезней. В группу неканцерогенных загрязняющих веществ входят неспецифические, наиболее распространенные и повсеместно контролируемые вещества – это взвешенные вещества, диоксиды азота и серы, оксид углерода и озон. Неспецифические загрязняющие вещества, как и некоторые другие вещества, обладающие раздражающим действием, влияют преимущественно на органы дыхания. Содержание этих веществ в атмосферном воздухе во многом определяет опасность загрязнения атмосферного воздуха в крупных городах России.

Диоксид азота. Основные источники выделения диоксида азота (NО2) металлургические производства, выхлопные газы автотранспорта, тепловые электростанции и различные отопительные установки. Любое сжигание топлива с высокой температурой сгорания приводит к окислению атмосферного азота. Оксид азота (NO) всегда сопутствует диоксиду азота и сочетание этих веществ принято называть оксидами азота и обозначать как NOx . Выброс диоксида азота от стационарных источников ежегодно сокращается, а от автомобильного транспорта постоянно растет. В результате резкого увеличения количества автомобилей за последние годы выбросы оксидов азота от автомобильного транспорта увеличились на 30 — 40% и наиболее высокие концентрации диоксида азота регистрируются в крупнейших городах, где вклад автомобильного транспорта в общий выброс диоксидов азота достигает 50—70%. За последние годы концентрации диоксида азота в атмосферном воздухе городов России увеличились более, чем на 20%. В городах России с повышенным уровнем загрязнения атмосферного воздуха диоксидом азота проживает до 6 млн. человек, то есть примерно 6% горожан , в том числе 3,6 млн чел. при воздействии концентрации от 60-70 мкг/м³ и 2 млн чел. - при концентрациях от 70 до 120 мкг/м³. Близкие к этим данным приводят исследователи США, где при подобном уровне загрязнения проживает 9 млн. человек [Данные Американского торакального общества, цит. по Bernardetal,, 2001].

Влияние на здоровье. Диоксид азота обладает раздражающим действием на слизистые оболочки и органы дыхания. При очень высоких концентрациях, которые наблюдаются лишь при серьезных авариях на промышленных предприятиях, воздействие NO₂ может привести к незамедлительному и тяжелому поражению легких. Эффекты на здоровье могут также проявляться и при значительно более низких концентрациях данного загрязнителя, которые реально наблюдаются в городах. Длительное воздействие повышенных концентраций диоксида азота вызывает широкий спектр ответных реакций организма, в первую очередь, со стороны респираторной системы, особенно у восприимчивой части населения, например, у астматиков. Небольшие статистические значимые изменения функции легких регистрируются у лиц с бронхиальной астмой после 30 мин. воздействия концентраций 380—560 мкг/м³.

В эпидемиологических исследованиях установлены характерные причинно-следственные связи между уровнями этого вещества в воздухе и наблюдающимися неблагоприятными эффектами. Вероятностная оценка влияния на здоровье при воздействии диоксида азота проводится по следующим эффектам: заболеваемость органов дыхания у детей; увеличение частоты симптомов со стороны верхних дыхательных путей у детей; увеличение продолжительности периодов обострения заболеваний верхних дыхательных путей; увеличение частоты заболеваний нижних дыхательных путей. В таблице 2 приведены критерии, согласно которым оценивается прирост случаев неблагоприятных эффектов от воздействия диоксида азота.

С учетом приведенных в таблице 2 критериев, можно прогнозировать, что среди 3,6 млн. человек, подвергающихся воздействию диоксида азота в концентрациях до 70 мкг/м³, будет наблюдаться, как минимум, 20%-ое увеличение частоты заболеваний нижних дыхательных путей и 11%-ое увеличение частоты появления симптомов со стороны верхних дыхательных путей у детей. В то же время у 2 млн. жителей России, которые подвергаются влиянию наиболее высоких уровней диоксида азота до 120 мкг/м³, аналогичные неблагоприятные эффекты могут возрастать соответственно более чем на 50% и 30%. Среди детей, проживающего вблизи автомагистралей с интенсивным движением в г. Москве, воздействие диоксида азота может быть причиной двухкратного увеличения частоты заболеваний нижних дыхательных путей (С. И.Авалиани, К.А. Буштуева и др., 2002).

Таблица 17 – Критерии оценки хронического воздействия диоксида азота (Г.Г. Онищенко и соавт., 2002)

Неблагоприятный эффект	Прирост случаев на каждые 10мкг/м³NO₂
Увеличение продолжительности периодов обострения заболеваний верхних дыхательных путей	6,5%
Увеличение частоты заболеваний нижних дыхательных путей	6,6%
Увеличение частоты появления симптомов со стороны верхних дыхательных путей у детей	3,8%

Диоксид серы по массе выбросов занимает ведущее место среди других загрязнителей воздуха. Это вещество поступает в воздух при сжигании топлива на ТЭС, в котельных, печках, с выбросами металлургических, горнодобывающих и других производств, дизельных двигателей. Влияние на здоровье. Диоксид серы обладает выраженным раздражающим действием, сочетающимся с резким неприятным запахом. Поражает, в первую очередь, органы дыхания, глаза, центральную нервную систему, кожу, угнетает окислительные процессы. Всасывание диоксида серы начинается сразу после контакта этого вещества со слизистыми полости носа и глотки. Вероятностная оценка вредных эффектов от воздействия диоксида серы может осуществляться по таким показателям, как увеличение общей смертности, смертности от сердечно-сосудистых и респираторных заболеваний, увеличение числа приступов астмы у астматиков, увеличение госпитализации или обращаемости за скорой медицинской помощью по поводу респираторных заболеваний лиц в возрасте 65 лет и старше. Вторичный продукт присутствия этого вещества в воздухе — серная кислота оказывает влияние, в основном, на органы дыхания. Воздействие диоксида серы (до 3-х дней) приводит к возрастанию показателя общей смертности на 0,6% при увеличении его среднесуточной концентрации на 10 мкг/м-¹. В тех городах, где содержание диоксида серы в атмосферном воздухе превышает нормативные уровни, с учетом вышеприведенных критериев оценки эффектов острого воздействия этого вещества, можно ожидать, например, увеличение дополнительных случаев смертности над фоном до 2 - 3%.

Оксид углерода. Это вещество по массе выбросов занимает третье место после взвешенных веществ и диоксида серы. По нашим ориентировочным оценкам, в городах с содержанием оксида углерода в атмосферном воздухе 3,1 - 6,0 мкг/м³ проживает до 4,7 млн человек. Действие высоких концентраций оксида углерода приводит к острому отравлению, при хроническом воздействии наблюдается увеличение содержания в крови карбоксигемоглобина, изменение психомоторных реакций у детей и в последнее время появились сведения о негативном воздействии этого вещества на репродуктивное здоровье женщин.. Хроническое воздействие оксида углерода ведет к увеличению частоты госпитализаций и/или обращаемости по поводу заболеваний сердца лицами старше 65 лет и учащению приступов стенокардии у некурящих больных.

Специфические вещества. В атмосферном воздухе ряда городов также присутствуют такие специфические неорганические вещества, как медь, ртуть, свинец, кадмий, сероводород, сероуглерод, фтористые и некоторые другие вещества.

Ориентировочная численность населения России, проживающего на территориях с повышенным уровнем загрязнения атмосферного воздуха.

На основе данных об уровнях загрязнения атмосферного воздуха различными веществами в более чем 100 городах России определена ориентировочная численность населения, находящегося на загрязненных территориях (рис.8). Наиболее многочисленная группа населения в 15 млн человек подвергается воздействию повышенных (более 150 мкг/м³) концентраций взвешенных веществ; второе место по масштабу популяционного воздействия занимает бенз(а)пирен — 14 млн чел. Повышенное содержание в атмосферном воздухе взвешенных веществ может привести к некоторому увеличению смертности населения (главным образом, от болезней органов дыхания), а загрязнение атмосферного воздуха бенз(а)пиреном определяет высокую канцерогенную опасность атмосферного воздуха в 24 городах, где расположены алюминиевые и/или сталеплавильные производства, и в 30 городах с нефтеперерабатывающими заводами и крупными ТЭЦ. Третье место занимает фенол — 10,4 млн чел.; четвертое место - диоксиды азота (5,6 млн чел.) и пятое место занимает фтористый водород (города с алюминиевыми заводами). До 5,1 млн человек проживает в городах, где расположены производства искусственных волокон и повышено в воздухе содержание сероуглерода.

От 3 до 4 млн чел. проживает в городах с повышенным содержанием в воздухе аммиака и стирола. Значительное число жителей (более 1 млн чел.) подвержено также воздействию повышенных концентраций бензола, свинца, оксида азота, сероводорода и меркаптана. Повышенные концентрации высокотоксичных тяжелых металлов, мышьяка и винилхлорида присутствуют в атмосферном воздухе нескольких городов, где также проживает несколько миллионов человек.

Рис.8.Ориентировочная численность населения, проживающего на территориях с повышенным уровнем загрязнения атмосферного воздуха некоторыми вредными веществами (Ревич Б.А., Быков А.А., 1998)

Загрязнение атмосферного воздуха в целом по городам России является причиной примерно 40 тыс. дополнительных смертей (Б.А.Ревич, АА.Быков, 1998, Е.Е.Ковалев, 1999). Эти данные близки к результатам исследований воздействия на здоровье населения загрязненного воздуха в Западной Европе, в частности, Австрии, Франции и Швейцарии. В этих странах загрязнение воздуха является ответственным за 6% (40,000 дополнительных случаев) общей смертности в год. При этом около половины всех случаев дополнительной смертности обусловлено за счет выбросов автотранспорта.

Таблица 1 8

Расчеты степени риска смерти от загрязнения атмосферного воздуха

(Ревич Б.А., Быков АЛ, 1998 с упрощением)

Вещество	Средней кони., мкг/м3	Численность населения в зоне воздействия, млн. чел.	Риск смерти (число смертей в год)
Взвешенные вещества	244	22,4	21 000
Диоксид азота	75	5,6	менее 1200
Бенз(а)пирен	0,005	13,9	45
Винилхлорид	50	0,4	12
Бензол	37,6	2,6	9
Формальдегид	18,7	4,9	8,2
Мышьяк	0,6	0,5	18
Кадмий	1,2	0,4	12,5
Никель	2,6	0,6	8,3

ЛЕКЦИЯ №11. ГИДРОСФЕРА.

Химический состав океана. Воды Мирового океана покрывают ²/₃ поверхности планеты и образуют основную массу ее водной оболочки. Объем океанических вод равен примерно 1379 млн. км³. Объем всех вод суши (с учетом ледников и подземных вод до глубины 5 км) не превышает 90 млн. км³. Воды Мирового океана составляют около 93 % всех вод биосферы, поэтому можно считать, что химический состав гидросферы в целом определяется главным образом химическим составом океанических вод.

Существует мнение, и не без основания, что для Земли характерно постоянное присутствие воды на её поверхности. В свою очередь наличие гидросферы определило пути эволюции вещества планеты. Английские ученые в Гренландии обнаружили осадочную породу бурый железняк возрастом 3,760,07 млрд. лет. Рядом располагаются гранитоидные гнейсы возрастом 3,7 0,14 млрд. лет (Rb-Sr метод). Так как два разных метода дали один и тот же результат, то эти цифры считаются достоверными.

Считается, что вода образуется при дегазации вещества мантии и её количество еще будет увеличиваться в течение 2 млрд. лет (2*10⁹ лет). В первичной атмосфере, содержащей СО2 (~62%), СО, СН4, NH3, SO2, HS, галогеноводороды, инертные газы и др., осадки должны быть кислые. Кислоты реагировали с минералами горных пород и нейтрализовались. Катионы переходили сразу в раствор, поэтому воды сразу же стали солеными. По расчетам Гольдшмидта на 1 кг океанической воды приходится 0,6 кг растворенной горной породы. В тоже время содержание главных анионов в 1 кг морской воды во много раз превышает их содержание в горной породе (Cl – 200 раз). Откуда следует вывод Виноградова – все анионы морской воды вышли при дегазации мантии, а катионы – при растворении горных пород.

Породы в то время были в основном ультраосновные, поэтому в водах было повышенное содержание Na и Mg. В первичном океане отсутствовал сульфат-ион из-за недостатка свободного кислорода. Первые сульфатные осадки появились в рифее.

Химический состав вод современного океана сложился в результате продолжительной деятельности живых организмов. Первичный океан образовался благодаря тем же процессам дегазации твердого вещества планеты, которые привели к возникновению газовой оболочки Земли. Таким образом, химические составы атмосферы и гидросферы тесно связаны, и их эволюция проходила также взаимосвязано.

Среди разнообразных форм химических элементов в гидросфере наиболее типичными являются простые и сложные ионы и молекулы, находящиеся в состоянии сильно разбавленных растворов. Также распространены ионы, которые сорбционно связаны с частицами коллоидных и субколлоидных размеров, присутствующими в морской воде в виде тонкой взвеси.

Общее количество растворенных соединений в морской воде, называемое соленостью, колеблется в поверхностных слоях океанов и окраинных морей в интервале от 3,2 до 4 %. Соленость внутриконтинентальных морях изменяется в более широких пределах. Для Мирового океана принято среднее значение солености, равное 35 ^о/_оо.

Океаническая вода характеризуется замечательной геохимической особенностью, которая заключается в том, что соотношение главных элементов остается всегда постоянным независимо от колебаний солености, т.е. солевой состав океана представляет собой своего рода геохимическую константу.

Анализ кларкового содержания элементов в океане показывает, что основную массу растворенных соединений образуют хлориды распространенных щелочных и щелочно-земельных элементов, намного меньшая масса приходится на сульфаты и еще меньше – на гидрокарбонаты. Концентрации рассеянных элементов в океанических водах (мкг/л) на три математических порядка меньше, чем в горных породах. При этом так же, как и в земной коре, диапазон значений кларков рассеянных элементов в Мировом океане лежит в пределах 10 математических порядков, однако имеют место существенные отличия в соотношениях элементов. В океанической воде преобладают бром, стронций, бор и фтор – концентрация этих элементов выше 1000 мкг/л. В большом количестве содержатся литий, рубидий, иод, барий, концентрация которых превышает 10 мкг/л. Рассеянные в воде молибден, цинк, уран, ванадий, титан, медь характеризуются значениями концентрации, лежащими в интервале от 1 до 10 мкг/л. Никель, марганец, кобальт, хром, ртуть, кадмий представлены в количестве от сотых до десятых долей мкг/л. Главные элементы земной коры – железо и алюминий – имеют в океане концентрацию более низкую, чем молибден и цинк. Такие элементы, как ниобий, скандий, бериллий и торий растворены в океане в наименьших количествах.

Роль живых организмов в формировании состава Мирового океана. На протяжении геологической истории суммарная биогеохимическая деятельность живых организмов была ведущим фактором эволюции химического состава океана. И сегодня организмы играют важную роль в процессе дифференциации химических элементов в океане и выведения их масс в осадок. Согласно биофильтрационной гипотезе А.П. Лисицына, планктонные (главным образом зоопланктонные) организмы ежедневно профильтровывают через свои тела около 17 млн. км³ воды, что составляет около 1 % объема Мирового океана. В процессе фильтрации минеральные частицы размером 1 мкм и менее связываются в комочки (пеллеты) размером от десятков микрометров до 1 – 4 мм. При этом одновременно в телах организмов часть растворенных в воде химических элементов трансформируется в нерастворимые соединения. Связывание тонких взвесей в комочки способствует более быстрому оседанию взвешенных частиц на дно (пеллетный транспорт). Яркими примерами биогеохимической трансформации растворенных элементов в нерастворимые соединения служат образование известковых (кальцитовых) и кремниевых (опаловых) скелетов планктонных организмов, а также извлечение карбоната кальция известковыми водорослями и кораллами.

Среди глубоководных отложений океана (пелагических илов) выделяются две группы. Отложения первой группы состоят в основном из биогенных образований планктона, а отложения второй группы – из частиц небиогенного происхождения. Для первой группы наиболее характерны известковые (карбонатные) илы, для второй группы – глинистые илы. Примерно треть площади дна Мирового океана занимают карбонатные илы и более четверти – глинистые. В карбонатных отложениях относительно велика концентрация кальция, магния, стронция и иода. В глинистых илах значительно больше металлов.

Элементы, которые очень слабо переносятся из раствора в илы и постепенно накапливаются в океанической воде, называют талассофильными. Отношение между концентрациями в сумме растворимых солей морской воды и в илах называют коэффициентом талассофильностиК_т. Этот коэффициент показывает, во сколько раз этого элемента больше в солевой части океанической воды по сравнению с осадком.

Таллассофильность можно оценивать по времени нахождения элемента в воде: чем больше, тем талассофильней. Скорость удаления химического элемента из океанического раствора определяют, исходя из величины его годового прихода (стока). Например, масса мышьяка, находящегося в океане, оценивается примерно в 3,6 млрд. тонн, речной сток приносит ежегодно 74 тыс. тонн этого элемента. Следовательно, полное удаление всей массы мышьяка из Мирового океана происходит за промежуток времени, равный 49 тыс. лет.

Ориентировочные оценки периодов полного удаления растворенных химических элементов из Мирового океана выполняли многие исследователи. Согласно расчетам В.В. Добровольского, рассеянные элементы можно разбить на следующие группы в соответствии с длительностью их нахождения в океаническом растворе (в годах, в последовательности увеличения периода в каждом ряду):

n×10² – Th, Zr, Al, Y, Sc;

n×10³ – Pb, Sn, Mn, Fe, Co, Cu, Ni, Cr, Ti, Zn;

n×10⁴ – Ag, Cd, Si, Ba, As, Hg, N;

n×10⁵ – Mo, U, I;

n×10⁶ – Ca, F, Sr, B, K;

n×10⁷ – S, Na;

n×10⁸ – Cl, Br.

Для элементов, которые имеют наименьший период полного удаления из океана, характерна наиболее интенсивная концентрация в глубоководных илах. К ним относятся торий, цирконий, алюминий, иттрий, скандий (порядок лет – 10²). Близкие к ним периоды полного удаления имеют свинец, олово, марганец, железо, кобальт (порядок лет – 10³). Для большей части металлов периоды полного удаления из океана составляют несколько тысяч или десятков тысяч лет. Время нахождения талассофильных элементов в растворенном состоянии – сотни тысяч лет и более.

Дисперсное органическое вещество океана, основным источником которого являются отмирающие планктонные организмы, связывает большие массы рассеянных элементов. Разрушение остатков планктонных организмов наиболее интенсивно происходит на глубине до 500 – 1000 м. В результате в осадках шельфовых и неглубоких приконтинентальных морей накапливаются значительные массы дисперсного органического вещества морских организмов, к которым добавляются органические взвеси, выносимые с суши речным стоком.

Химический состав поверхностных вод суши

Вода является обязательным условием существования и главной составной частью живого вещества. Все физиологические процессы и биохимические реакции протекают в водных растворах. Около 60 % суммарной массы живых организмов суши и 80 % массы организмов океана приходится на воду. Поэтому неудивительно, что взаимодействие живого вещества и гидросферы – это один из генеральных процессов в биосфере.

Химический состав природных вод является функцией целого ряда прямых и косвенных факторов. К прямым факторам, оказывающим непосредственное влияние на формирование состава вод, относятся: химический состав и свойства горных пород и почв, жизнедеятельность живых организмов и деятельность человека. К косвенным факторам относятся условия, определяющие протекание процессов взаимодействия веществ с водой, такие как климат, рельеф, растительность и др.

Главные ионы.Хлоридные ионы присутствуют почти во всех природных водах. Концентрация их изменяется примерно от 0,1 мг/л в арктических снегах до 150 мг/л в рассолах. В атмосферных осадках среднее содержание хлор-иона составляет менее 1 мг/л, в поверхностных и неглубоко залегающих подземных водах в районе избыточного увлажнения — до 30 мг/л, в аридных районах — до 1000 мг/л. Основными естественными источниками поступления хлоридов в природные воды являются: 1) вынос из почв и водовмещающих пород; 2) привнес хлоридов ветром и атмосферными осадками из океана 3) растворение солевой пыли, содержащейся в атмосфере. Все хлориды хорошо растворимы, их осаждение из воды возможно лишь при замерзании и испарении. Они относительно слабо подвержены ионному обмену, адсорбции и воздействию биологических факторов. Таким образом, если в водном растворе оказался хлорид, естественные процессы с трудом выводят его из раствора.

Сульфатные ионы, так же как и хлоридные, распространены повсеместна в природных водах. Концентрация их колеблется в пределах 0,2-100 мг/л. Наименьшая концентрация сульфат-иона наблюдается в атмосферных осадках, а также в подземных и поверхностных водах, в которых сульфаты подвержены восстановлению. Атмосферные осадки содержат сульфаты в среднем до 2 мг/л. Хотя абсолютная концентрация сульфат-иона в атмосферных осадках и невелика, они являются основным поставщиком сульфатов в поверхностные воды. Источниками сульфатов в атмосфере служат частицы пыли морского происхождения, содержащие сульфатные минералы, а также газы (двуокись серы и сероводород), которые, окисляясь, дают сульфаты.

Карбонатные и гидрокарбонатные ионы поступают в природные воды за счет углекислого газа атмосферы, двуокиси углерода почвы и растворения карбонатных пород. Соотношение между карбонатными и гидрокарбонатными ионами в воде определяется рН среды. Диссоциация гидрокарбонатных ионов на карбонатные и водородные ионы активно происходит при рН > 8,2. Следовательно, в щелочных водах преобладают карбонатные ионы. В водах с рН << 8,2 часть карбонатных ионов реагирует с водородными ионами по схеме:

В этом случае соотношение гидрокарбонатных и карбонатных ионов составляет 100 : 1. При рН < 4,5 гидрокарбонатные ионы реагируют с ионами водорода, образуя молекулы угольной кислоты:

Таким образом, в природных водах устанавливается динамическое равновесие, определяемое рН среды. Преобладающими, однако, являются гидрокарбонатные ионы (в большинстве случаев рН природных вод близко к нейтральным). Подземные воды содержат от 10 до 800 мг/л гидрокарбонатных ионов. Наиболее распространенные концентрации – 50-400 мг/л.

Кальций-ион – один из наиболее распространенных катионов природных вод. Он поступает в воду в результате выщелачивания из пород и почв. Содержание кальция в водах лимитируется концентрацией СО₂. Поверхностные воды при равновесии с атмосферным углекислым газом могут содержать 20-30 мг/л кальция при насыщении. Содержание иона кальция в поверхностной воде увеличивается до 40-50 мг/л за счет комплекса двуокиси углерода, гидрокарбоната и карбоната кальция. В сульфатных водах содержание иона кальция определяется растворимостью сульфата кальция и может быть довольно высоким (до 600 мг/л). При увеличении двуокиси углерода концентрация кальция в почвенной воде достигает 100 мг/л и более.

Магний-ион по своим геохимическим свойствам близок к кальцию. Растворимость карбоната магния также зависит от наличия двуокиси углерода. В условиях равновесия с углекислым газом атмосферы в природные воды поступает до 190 мг/л магния. В почвенных водах с повышенным содержанием двуокиси углерода количество растворенного магния значительно возрастает. Концентрация магния в воде обычно составляет от 1 до 40 мг/л. Вода, контактирующая с породами, богатыми магнием, может содержать до 100 мг/л Mg²⁺, но более высокие концентрации редки, за исключением морской воды и рассолов.

Натрий и калий поступают в природные воды при выщелачивании горных пород и почв. Все природные воды содержат определенные количества этих ионов. Концентрации их в природных водах составляют: натрий-ион 1—20 мг/л, калий-ион до 10 мг/л. С увеличением общей минерализации содержание ионов натрия и калия, как правило, возрастает.

Биогенные вещества.Азот присутствует в воде в виде как неорганических, так и разнообразных органических соединений. Неорганические соединения азота – аммоний NH₄, нитриты NО₂^- и нитраты NO₃. Органические соединения азота находятся в составе белка тканей организмов и продуктов его распада и присутствуют в воде при биологических процессах и биохимическом распаде остатков организмов.

Поступление неорганических соединений азота в воды происходит при биологическом распаде азотсодержащих соединений, а также вместе с атмосферными осадками. Концентрация неорганического азота в природных водах определяется интенсивностью процессов потребления соединений азота и скоростью процессов регенерации биогенных элементов. Средняя концентрация ионов аммония в естественных условиях не превышает 0,5 мг/л. Нитритные ионы (NO2) очень неустойчивы в поверхностных условиях, поэтому концентрация их в водах, как правило, не более тысячных долей миллиграмма на литр (в пересчете на азот). Наибольшая концентрация их отмечается осенью.

Соединения фосфора присутствуют в природных водах в виде неорганических и органических соединений. Основным фактором, определяющим концентрацию фосфора, является обмен его между неорганическими и органическими формами, а также живыми организмами. Содержание фосфора в природных водах обычно не превышает десятых долей миллиграмма на литр.

Микроэлементы. Целый ряд элементов, не включенных в описанные выше группы, имеет широкое распространение в природных водах, но концентрации их очень малы и, как правило, не превышают тысячных долей миллиграмма на литр. Такими элементами являются тяжелые металлы (Zn, Cu, Pb, Ni, Со и др.), редкие металлы (Li, Rb, Cs, Be и т. д.), галогены (Br, I, F), радиоактивные элементы и др. Несмотря на низкие концентрации, распространение микроэлементов в водах представляет большой интерес. Состав микроэлементов указывает на геологическую историю воды. Кроме того, аномально высокие содержания ряда металлов в природных водах служат индикаторами при поисках рудных месторождений. Многие из этих компонентов даже в ничтожных концентрациях влияют на жизнедеятельность растений и животных.

Органические вещества. Изученность органических веществ, входящих в химический состав природных вод, значительно хуже по сравнению с минеральной частью.

Степень насыщения кислородом. Относительное содержание кислорода в воде, выраженное в процентах его нормального содержания. Зависит от температуры воды, атмосферного давления и солености.

Жесткость. Жесткость воды представляет собой свойство природной воды, зависящее от наличия в ней главным образом растворенных солей кальция и магния. Суммарное содержание этих солей называют общей жесткостью. Общая жесткость подразделяется на карбонатную, обусловленную концентрацией гидрокарбонатов (и карбонатов при рН>8.3) солей кальция и магния, и некарбонатную – концентрацию в воде кальциевых и магниевых солей сильных кислот. Поскольку при кипячении воды гидрокарбонаты переходят в карбонаты, которые выпадают в осадок, карбонатную жесткость называют временной или устранимой. Остающаяся после кипячения жесткость называется постоянной. Результаты определения жесткости обычно выражают в мг-экв/дм³.

Жесткость воды колеблется в широких пределах. Вода с жесткостью менее 4 мг-экв/дм³cчитается мягкой, от 4 до 8 мг-экв/дм³ – средней жесткости, от 8 до 12 мг-экв/дм³ – жесткой и выше 12 мг-экв/дм³ – очень жесткой.

Окисляемость: перманганатная и бихроматная (ХПК). Величина, характеризующая содержание в воде органических и минеральных веществ, окисляемых одним из сильных химических окислителей при определенных условиях. Существует несколько видов окисляемости воды: перманганатная, бихроматная, иодатная, цериевая. Наиболее высокая степень окисления достигается методами бихроматной и иодатной окисляемости воды.

Выражается в миллиграммах кислорода, пошедшего на окисление органических веществ, содержащихся в 1 дм³ воды

Величины окисляемости природных вод изменяются в пределах от долей миллиграммов до десятков миллиграммов в литре в зависимости от общей биологической продуктивности водоемов, степени загрязненности органическими веществами и соединениями биогенных элементов, а также от влияния органических веществ естественного происхождения, поступающих из болот, торфяников и т.п. Поверхностные воды имеют более высокую окисляемость по сравнению с подземными (десятые и сотые доли миллиграмма на 1 дм³), исключение представляют воды нефтяных месторождений и грунтовые воды, питающиеся за счет болот. Горные реки и озера характеризуются окисляемостью 2-3 мг О/дм³, реки равнинные — 5-12 мг О /дм³, реки с болотным питанием — десятки миллиграммов на 1 дм³.

Физико-географическая зональность природных вод Таб.19

Окисляемость	мгО/л	Зона
Очень малая	0 - 2	Высокогорье
Малая	2 - 5	Горные районы
Средняя	5 - 10	Зоны широколиственных лесов, степи, полупустыни и пустыни, а также тундра
Повышенная	15 - 20	Северная и южная тайга

В соответствии с требованиями к составу и свойствам воды водоемов у пунктов питьевого водопользования величина ХПК не должна превышать 15 мгО/дм³; в зонах рекреации в водных объектах допускается величина ХПК до 30 мгО/дм³.

Биохимическое потребление кислорода (БПК). Степень загрязнения воды органическими соединениями определяют как количество кислорода, необходимое для их окисления микроорганизмами в аэробных условиях. Биохимическое окисление различных веществ происходит с различной скоростью. К легкоокисляющимся ("биологически мягким") веществам относят формальдегид, низшие алифатические спирты, фенол, фурфурол и др. Среднее положение занимают крезолы, нафтолы, ксиленолы, резорцин, пирокатехин, анионоактивные ПАВ и др. Медленно разрушаются "биологически жесткие" вещества гидрохинон, сульфонол, неионогенные ПАВ и др.

БПК₅. В лабораторных условиях наряду с БПК_полн. определяется БПК₅ - биохимическая потребность в кислороде за 5 суток. В поверхностных водах величины БПК₅ изменяются обычно в пределах 0.5-4 мгO₂/дм³ и подвержены сезонным и суточным колебаниям.

Сезонные изменения зависят в основном от изменения температуры и от исходной концентрации растворенного кислорода. Влияние температуры сказывается через ее воздействие на скорость процесса потребления, которая увеличивается в 2-3 раза при повышении температуры на 10^oC. Влияние начальной концентрации кислорода на процесс биохимического потребления кислорода связано с тем, что значительная часть микроорганизмов имеет свой кислородный оптимум для развития в целом и для физиологической и биохимической активности.

Величины БПК₅ в водоемах с различной степенью загрязненности.

Таблица 20.

Степень загрязнения (классы водоемов)	БПК₅
Очень чистые	0.5 - 1.0
Чистые	1.1 - 1.9
Умеренно загрязненные	2.0 - 2.9
Загрязненные	3.0 - 3.9
Грязные	4.0 - 10.0
Очень грязные	> 10.0

Для водоемов, загрязненных преимущественно хозяйственно-бытовыми сточными водами, БПК₅ составляет обычно около 70% БПК_полн.

В зависимости от категории водоема величина БПК₅ регламентируется следующим образом: не более 3 мгO₂/дм³ для водоемов хозяйственно-питьевого водопользования и не более 6 мгO₂ /дм³ для водоемов хозяйственно-бытового и культурного водопользования. Для морей (I и II категории рыбохозяйственного водопользования) пятисуточная потребность в кислороде (БПК₅) при 20^оС не должна превышать 2 мгO₂/дм³.

БПК_полн.Полным биохимическим потреблением кислорода (БПК_полн.) считается количество кислорода, требуемое для окисления органических примесей до начала процессов нитрификации. Количество кислорода, расходуемое для окисления аммонийного азота до нитритов и нитратов, при определении БПК не учитывается.

Для бытовых сточных вод (без существенной примеси производственных) определяют БПК₂₀, считая, что эта величина близка к БПК_полн.

Речные воды

Мощный геохимический поток, создаваемыйречными водами, играет важную роль в общепланетарном массообмене между сушей и океаном. Речные воды представляют собой сложные растворы, которые содержат как дисперсные взвеси, так и соединения, находящиеся в истинно растворимом состоянии. В составе растворимых соединений в речных водах преобладают анионы [HCO₃]^–, [SO₄]^2–, Cl^–, на долю которых приходится более 50 % от суммы растворенных веществ. Среди катионов присутствуют кальций – 12,5 %, натрий – 5 %, магний – 3,5 % и калий – 2 %. Все остальные элементы присутствуют в варьирующих микроколичествах.

В речных водах различают следующие главные формы нахождения химических элементов:

1. Ионы простые и комплексные (размер 1 нм и менее).

2. Нейтральные молекулы (размер 1 нм и менее).

3. Частицы коллоидных размеров от 0,001 до 0,1 мкм, на поверхности которых находятся сорбированные ионы.

4. Высокодисперсные частицы, которые состоят преимущественно из глинистых минералов и имеют размеры от 0,5 мкм до 1–2 мкм.

5. Более крупные взвешенные частицы, которые представлены обломочными минералами размером от 2–3 до 10 мкм.

Реки планеты сильно различаются минерализацией воды и содержанием взвешенных дисперсных частиц (мутностью). Средняя минерализация вод рек равна примерно 120 мг/л. С учетом этой цифры и объема годового речного стока воды в Мировой океан, количество растворимых соединений, ежегодно выносимых с суши, составляет 5,3 млрд. тонн. Среднее содержание взвешенных дисперсных частиц в континентальном стоке оценивается в 500 мг/л. Следовательно, ежегодный вынос тонкодисперсного вещества составляет 22 млрд. тонн, что в 4,2 раза превышает вынос растворимых соединений.

В речных водах содержатся также растворимые формы рассеянных элементов, которые не захвачены в биологический круговорот. На поверхности суши текучие воды характеризуются значениями рН от 4,5 до 8,5. Многие металлы (цинк, хром, медь, бериллий, свинец, кадмий, никель, кобальт и др.) при таких значениях рН могут находиться в растворенном состоянии, выпадать в осадок и вновь переходить в раствор.

В природных водах значительная часть рассеянных элементов находится не в форме простых ионов, а входит в состав неорганических комплексных соединений. Широко распространены также комплексные органические соединения металлов, особенно внутрикомплексные (хелатные), в которых ион металла имеет ионную и координационную связи с отдельными функциональными группами внутри молекулы. В комплексообразовании участвуют аминокислоты, кислоты жирного ряда, гуминовые и фульвокислоты, полифенолы и др. Образование комплексных соединений характерно для кобальта, меди, никеля, хрома, цинка, урана. При этом резко возрастает устойчивость элемента в растворе, которая уже не ограничивается щелочно-кислотными и окислительно-восстановительными условиями, необходимыми для существования в растворе простого иона.

По сравнению с водой океана определение величины средней концентрации элементов в водах суши характеризуется некоторой условностью, так как разнообразие растворимых форм элементов в речных водах, геохимические и биоклиматические различия водосборных площадей приводят к значительной вариации концентраций элементов. Общая минерализация пресных речных вод намного меньше соленых морских, тем не менее ежегодный глобальный вынос с суши рассеянных элементов в растворенном состоянии характеризуется значительными массами: для кальция, кремния, магния, натрия, сульфатной серы, хлора – сотнями миллионов тонн; для калия – десятками миллионов тонн; для алюминия, железа, стронция, фтора – миллионами тонн; для бора, брома, иода, марганца, меди, цинка – сотнями тысяч тонн. Вынос многих рассеянных элементов составляет десятки тысяч тонн и только отдельные элементы выносятся в меньших количествах.

Оценка степени интенсивности вовлечения элементов в водную миграцию дополняет представление о выносе растворенных масс элементов. Интенсивность водной миграции элемента определяется отношением его содержания в воде и в дренируемой горной породе.

Коэффициент водной миграции К_в представляет собой отношение концентраций элемента в сухом остатке воды к его концентрации в горной породе. Для оценки интенсивности вовлечения элемента в водную миграцию в глобальном масштабе, следует рассчитать отношение среднего содержания элемента в твердом остатке речных вод к кларку этого же элемента в гранитном слое континентов.

По интенсивности вовлечения в водную миграцию элементы разбиваются на следующие группы (в последовательности уменьшения числового значения К_в в каждом ряду):

К_в = 100n : Cl;

К_в = 10n : S, I, Br, Ag, Sb, Hg, B, Cd;

К_в = n : As, Mo, Ca, Zn, Sr, Cu, Mg, Na, Sn;

К_в = 0,1n : U, Ni, Pb, F, Co, Ba, Cr, P, Mn, Si, V, Zr;

К_в = 0,01n : Ga, Th, Al, Ti, Sc

Исследованиями установлено, что основная масса рассеянных элементов в речных водах связана со взвесями. Соотношение химических элементов и их масс в веществе, которое мигрирует в речных водах в виде взвесей, обнаруживает существенные отличия при сравнении с веществом, мигрирующим в растворенном состоянии. Это обусловлено специфическими особенностям состава речных взвесей и более чем четырехкратным превышением массы взвесей над массой растворимых соединений в годовом стоке рек.

В речных взвесях преобладают высокодисперсные глинистые частицы, мелкие обломки кварца и сгустки гидрооксидов железа, поэтому содержание во взвесях таких элементов, как кремний, алюминий, железо намного выше, чем в сумме растворимых соединений в речной воде. Во взвешенном веществе в целом концентрации большей части элементов превышают соответствующие концентрации в сумме растворимых соединений. Однако для кальция характерно обратное соотношение.

Во взвешенном веществе рек переносится свыше 98 % массы элементов с очень низкими коэффициентами водной миграции (К_в< 0,5), от 90до 98 % массы элементов со значениями К_в от 0,05 до 0,9. Даже элементы, имеющие значения К_в от 1 до 10, мигрируют в основном не в растворенном состоянии. Преобладание в речном стоке масс водорастворимых соединений имеет место лишь для азота, брома, кальция, натрия, серы, хлора.

ЛЕКЦИЯ №12. БИОСФЕРА. СОСТАВ ЖИВОГО ВЕЩЕСТВА.

Попробуем дать более точное определение понятию «биосфера». Пониманием того, что биосфера - не просто область развития жизни, а система, объединяющая живое и неживое вещество, мы обязаны одному из величайших ученых в истории человечества - Владимиру Ивановичу Вернадскому. Он определил биосферу как системную оболочку, включающую в себя верхнюю часть литосферы, нижние слои атмосферы, гидросферу и «живое вещество». Последний термин также введён В.И. Вернадским. Так он обозначил «совокупность живых организмов, выраженную в единицах массы и энергии». Именно живое вещество, по В.И. Вернадскому, обеспечивает целостность биосферы как системы, связывая все её компоненты процессами жизнедеятельности. Биосфера, по Вернадскому – система самоподдерживающаяся, саморегулирующаяся и самовоспроизводящаяся. Суть функционирования биосферы как системы – обмен веществом и энергией между её компонентами.

И более того: в своих работах, написанных в 20-е -30-е годы ХХ века, В. И. Вернадский убедительно доказал, что процессы, связанные с возникновением и развитием биосферы, обеспечили качественное своеобразие всей геологической эволюции Земли.

В современном понимании, биосфера – это не среда жизни, а глобальная система, где в неразрывной связи существуют, с одной стороны, инертное вещество в твердой, жидкой и газовой фазах, а с другой – разнообразные формы жизни и их метаболиты. Иначе говоря, биосферу можно понимать как новое состояние географической оболочки, в которое она переходит благодаря деятельности живых организмов. Таким образом, биосфера представляет собой единство живого вещества и пронизанной им наружной части земного шара.

Земная кора, гидросфера и атмосфера - оболочки вещественные: Они отличаются друг от друга составом и свойствами слагающего их вещества. Географическая оболочка и биосфера - оболочки системные. Они представляют собой сложную природную систему, все части которой связаны друг с другом через их участие в комплексе разнообразных природных процессов, происходящих при взаимодействии трех вещественных оболочек и живого вещества.

Живые организмы в основном состоят из воды и органического вещества и, таким образом, состав живых организмов определяют химические элементы, которые образуют на поверхности Земли пары и газы: кислород, углерод, азот.

6СО₂ + 12Н₂О + hn (673 ккал) = С₆Н₁₂О₆ + 6Н₂О+ 6О₂

При этом в любом организме обязательно присутствуют элементы, которые при полном разрушении организма (испарении воды и сгорании органического вещества до углекислого газа) образуют минеральный остаток в виде золы. Исходным источником минеральных веществ является земная кора. Сумма зольных элементов – это сложный итог взаимодействия живого вещества с земной корой. Поэтому изучение зольных элементов так же важно, как и определение главных элементов в организме.

Рис. 9. Общая схема биологического круговорота (БИК)

Определение не только среднего состава всего живого вещества, но даже состава любого организма представляет собой весьма сложную задачу. Первая трудность возникает из-за того, что основным компонентом живых организмов является вода, содержание которой в организмах колеблется в широких пределах. Так, в планктоне содержится более 99% воды, в стволах деревьев – около 60%. С целью исключения влияния сильно варьирующих количеств воды и приведения данных о содержании химических элементов к выражению, удобному для сравнения, рассчитывают содержание элементов на абсолютно сухое органическое вещество (высушенное до постоянной массы при температуре 102 – 105 ^оС). В этом случае получают значения содержания элементов не в реальных живых организмах, а в их условной сухой биомассе.

Сухое органическое вещество содержит в качестве главных компонентов углерод (несколько менее половины по массе), кислород, водород и азот. Если сухое органическое вещество сжечь, то эти четыре главных элемента будут удалены, и в итоге останется зола – сумма так называемых минеральных веществ, которые входят в состав организма. Исследуя золу, можно более точно выяснить соотношение всех остальных химических элементов (их несколько десятков), которые входят в состав органов и тканей живого организма. Знание относительного содержания химических элементов в золе наземных растений позволяет сравнить его с концентрацией этих элементов в минеральном субстрате, на котором они произрастают и из которого получают зольные элементы.

Таким образом, существуют три варианта выражения химического состава любого биологического объекта и живого вещества в целом. Каждый из вариантов используется при решении определенных задач. Относительное содержание химических элементов можно рассчитать, во-первых, на живое («сырое») вещество организмов, во-вторых, на их сухую биомассу и, в-третьих, на золу (на сумму минеральных веществ).

В настоящее время установлено, что на долю высших растений приходится основная часть массы живого вещества суши и планеты в целом. Таким образом, состав растительности суши определяет состав всего живого вещества планеты. Подсчитано, что в живой (сырой) биомассе Мировой суши содержится 60 % воды, 38 % органического вещества, 2 % зольных элементов. При пересчете на абсолютно сухую биомассу это составляет 95 % органического вещества и 5 % зольных элементов. В случае сырого вещества 99,8% составляют 4 элемента: С, О, Н, N. В сухом веществе эти же элементы составляют 96,9%. Основные компоненты золы: Ca (35,1%), K (25,7%), S (11,2%), Mg (7,5%), Si (7,0), Cl (4,7),

Кларки главных химических элементов всего живого вещества суши приведены в табл. 21.

Таблица 21 – Относительное содержание химических элементов в живом веществе Мировой суши, % (цитировано по В.В. Добровольскому, 1998)

Химические элементы	Сырая масса (А.П. Виноградов, 1954)	Пересчет на сухое вещество	Пересчет на золу
C	18,0	45,0	–
O	70,0	45,4	–
H	10,5	5,75	–
N	0,3	0,75	–
S	0,05	0,13	11,2
P	0,06	0,175	4,7
Ca	0,50	1,25	35,1
K	0,30	0,75	25,7
Mg	0,04	0,10	7,5
Na	0,02	0,05	2,8
Cl	0,02	0,05	4,7
Si	0,20	0,50	7,0
Al	0,005	0,013	0,7
Fe	0,1	0,025	0,5
Сумма	99,70	99,84	99,9

Интенсивность биологического поглощения

Наиболее важной стороной геохимической деятельности растений является перераспределение газов на поверхности Земли, сопровождающее синтезирование органического вещества. Одновременно в миграцию вовлекаются химические элементы из почвы, которые остаются после сжигания в составе золы. Захватывая рассеянные элементы, растительность вовлекает их в особую форму движения – биологическую миграцию. Физиологическое значение разных элементов неодинаково, поэтому можно ожидать, что интенсивность их вовлечения в биологическую миграцию будет также различной.

Для оценки интенсивности биологического поглощения элемента надо сравнить величину его содержания в организме с содержанием в источнике, из которого данный элемент поступает. Следовательно, необходимо сравнить кларки титана и молибдена в фитомассе и земной коре, которая служит источником этих металлов в глобальном плане. Наиболее правильным будет сопоставление земных кларков рассеянных элементов с их концентрацией в минеральной части растений, т.е. в золе. Катионы, содержащиеся в золе, разделены на сильные, создающие хорошо растворимые щелочи и слабые.

Элементы, у которых Аx> 1, называются элементами «биологического накопления» и выделяются в 2 группы: 1 группа (10n – 100n) – энергично накапливаемые (P, S, Cl), 2 группа – сильно накапливаемые (Ca, K, Mg, Na, Sr, B, Zn) при Ax от n до 10n (табл. 4.3). Растения очень активно захватываются бор, бром, йод, цинк и серебро, у которых величина Ах выше 10

Для 3 группы элементов Ax< 1 (от n до 10n), хотя некоторые элементы – Cu, Ni, Co и др. могут тоже значительно поглощаться и накапливаться в живом веществе, но все же менее чем элементы 2 группы. Низкие значенияАх для таких элементов, как галлий, цирконий, титан, иттрий, лантан можно объяснить тем, что они присутствуют в земной коре в трудно доступных для растений формах, а другие, например уран, фтор, токсичны и поэтому поглощаются ограниченно, их повышенное поглощение убивает организм. Большинство элементов 3 группы только захватывается, а не накапливается. 4 и 5 группы – это группы слабого и очень слабого захвата.

Таблица 22

* по Перельману (1966)

Например, расчеты показали, что растительность аккумулирует молибден в несколько десятков раз интенсивнее, чем титан. Рассматривая ряды поглощения элементов, мы устанавливаем очень интенсивное поглощение сильных анионов (Cl, S, Р), для которых А_хсоставляет 10-n—100-n и значительно более слабое поглощение катионов (Са, Mg, Na, К), для которых А_хравен п.Al, U, Zr поглощаются живым веществом в 100 раз меньше, чем элементы 2 группы.

Выделяются следующие геохимические особенности биологического поглощения: если сравнивать поглощение анионов и катионов, то оказывается, что интенсивность поглощения организмами сильных анионов (Cl, S, Р) в десятки раз больше, чем интенсивность поглощения сильных катионов (Са, Mg, Na, К). Отметим, что вещества, являющиеся слабыми катионами или анионами также слабо поглощаются живым веществом. Таким образом, значения Кларков рассеянных элементов в земной коре не предопределяют интенсивности их биологического поглощения.

УСЛОВИЯ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ ИНТЕНСИВНОСТЬ ПОГЛОЩЕНИЯ

Определяющими факторами интенсивности являются степень участия элемента в биологических процессах и доступность его формы для растений.

Например, Кларк циркония более чем в 3 раза превышает Кларк цинка в земной коре, однако интенсивность биологического поглощения циркония в 13 раз меньше из-за слабого участия в биологических процессах. Надо отметить, что отсутствуют легко доступные для растений формы циркония, так как минералы с цирконием устойчивы к выветриванию.

Числовое значение Ах химических элементов не является величиной постоянной и зависит, в частности, от вида растений. Так, элементы с Ах немногим больше или меньше единицы могут переходить из первой группы во вторую, и наоборот. Наиболее примечательным в этом отношении является стронций. Значение Ах этого элемента в одних растениях опускается до 0,1 и ниже, в других – достигает 20–30. Для мхов характерно интенсивное поглощение железа Ax = 1, для хвощей – Si, для солевыносливых лебедовых – хлора и натрия. Объясняется это геохимическими условиями той среды, в которой эволюционно сформировался вид растения. Высокое значение NaCl в лебедовых объясняется те, что они произрастают на солончаках. Значит можно предположить, что эволюция вида протекала в ландшафтах с высоким содержанием этой соли. Хвощи сформировались на заре эволюции растений. В это время растения выделяли органические вещества, растворяющие силикаты, и для укрепления стеблей использовали Si как фитолит. Рис в чашуйках семян накапливает Si в виде фитолитов. Зола ветвей березы, лиственницы и сосны имеет близкие значения содержания магния, кальция, но резко различные количества радия и бария.

Поглощение же химических элементов корнями происходит из всей массы почвы, в том числе и из ее более глубоких горизонтов, где располагаются наиболее тонкие и разветвленные корни. Поэтому после минерализации остатков растений (опада) в верхнем горизонте почв аккумулируются те элементы, коэффициент биологического поглощения которых превышает единицу. Чем больше коэффициент биологического поглощения, т. е. чем интенсивнее растение поглощает элементы из почвы, тем больше будет и биогенная аккумуляция их в верхнем горизонте. Наибольшее биологическое накопление характерно для фосфора и серы, для которых А_хравен 100. Биогенным путем накапливаются так же Са, К, Мnа также многие редкие элементы. В гумусовых горизонтах некоторых лесных почв В. М. Гольдшмидт обнаружил накопление бериллия (Be), кобальта (Co), никеля (Ni), цинка (Zn), германия (Ge), мышьяка (As), кадмия (Cd), олова (Sn), свинца (Pb), титана (Ti), серебра (Ag), золота (Au) и других элементов.

Рис. 10. Схема биогенной аккумуляции элементов в гумусовом горизонте почв (по Гольдшмидту)

Растение, как своеобразный насос, перекачивает химические элементы из нижних горизонтов почвы в верхние. В большинстве почв наряду с биологической аккумуляцией развивается выщелачивание подвижных химических соединений с просачивающимися атмосферными осадками.

Следует заметить, что растения активно поглощают также такие элементы, как ртуть, селен, мышьяк и некоторые другие, оказывающие даже в небольших дозах сильное токсичное действие на животных. Причины этого явления неясны и требуют дальнейшего изучения и объяснения.

Как следствие вытекает геохимическая роль живого вещества –основные геохимические особенности большинства ландшафтов определяются деятельностью всей совокупности живых организмов.

ЛЕКЦИЯ №13. ПЕДОСФЕРА – РЕГУЛЯТОР БИОГЕОХИМИЧЕСКИХ ЦИКЛОВ ТЯЖЕЛЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В БИОСФЕРЕ.

Формы нахождения тяжелых металлов (ТМ) в почвенном растворе очень разнообразны. Состояние ТМ в почвах определяется их способностью к образованию труднорастворимых солей, комплексных соединений, гидроксидов, участием в ионообменных реакциях. ТМ склонны к образованию гидроксидов. На этот процесс влияет рН среды. В целом на характер перераспределения ТМ в профиле почв оказывает влияние комплекс почвенных факторов: гранулометрический состав, реакция среды, буферность, содержание органического вещества, катионообменная способность, сумма поглощенных оснований, наличие геохимических барьеров, дренаж, удельная поверхность и др. Обнаружено, что в кислой среде преимущественно сорбируются свинец, цинк, медь, в щелочной ≈ кадмий и кобальт.

Концентрация тяжелых металлов в почвах возрастает при увеличении содержания глинистых минералов и органического вещества в почве. Влияют также провинциальные геохимические особенности покровных отложений, на которых сформирована почва, и минералого-петрографическое разнообразие коренных пород, которые служат источником обломочных минералов, слагающих покровные отложения. Важным фактором является гидрологический режим и интенсивность промывания профиля почвы. Концентрация элементов в почвенном растворе поддерживается на определенном уровне за счет равновесия между элементами, которые присутствуют в жидкой и твердой фазе. Равновесное распределение элементов между этими фазами обусловливают процессы осаждения – растворения и адсорбции – десорбции.

Соединение, в той или иной мере растворимое в воде, при поступлении в почву растворяется в результате воздействия Н⁺, ОН^–, СО₃^2–, НСО₃^–, Н₂РО₄^–, водорастворимых гумусовых кислот и др. В то же время взаимодействие жидкой и твердой фазы приводит к уменьшению концентрации рассеянных элементов в растворе. Сохранение устойчивой концентрации металлов в многократных последовательных водных экстракциях говорит о том, что металлы, содержащиеся в твердой фазе и растворе, связаны равновесием.

Фосфат-ионы образуют наименее растворимые в воде соединения с тяжелыми металлами. Следовательно, присутствие фосфатов должно определять концентрацию тяжелых металлов в почвенных растворах или водных экстрактах. Содержание фосфатов металлов в твердой фазе почвы можно рассматривать как резерв для поддержания их концентрации в почвенном растворе. Содержание фосфат-ионов в почвенном растворе ничтожное и недостаточное для выведения всего количества растворенных металлов. В то же время при добавлении в водные экстракты твердого вещества почвы концентрация тяжелых металлов быстро снижается благодаря почвенному поглощению. В данном случае подразумеваются разные виды удаления тяжелых металлов путем связывания их с твердыми веществами без образования индивидуализированных химических соединений.

В гумусе сосредоточена существенная доля ТМ ≈ от 15 до 60% общего их содержания в почвах. На долю глинистых минералов приходится от 40 до 70% ТМ в почвах Сибири. В илистых частицах почв ТМ в 2-З раза больше, чем во фракциях пыли, и в 4-5 раз больше, чем во фракциях песка. Основная часть ТМ, связанная с органическим веществом почвы, сосредоточена в гуминовых и фульвокислотах. Насыщенность ТМ фульвовых кислот, обладающих повышенным числом функциональных групп, чаще оказывается больше, чем гуминовых. Комплексы металлов с гумусовым веществом и гидрооксидами трехвалентного железа, а также хемосорбционные образования, имеющие межмолекулярные связи, характеризуются высокой устойчивостью. Металлы, находящиеся в катионообменной форме, наиболее легко переходят в раствор. Следовательно, чем большая часть металла адсорбирована органическим веществом, тем прочнее он закреплен в почве. Из трех металлов, наиболее подвижным является кадмий, наименее подвижным – свинец. Металлы настолько прочно связаны в органическом веществе, что оказываются недоступными для растений. Катионообменная адсорбция в основном связана с высокодисперсными глинистыми минералами. Металлы способны мигрировать в почвах в виде комплексных соединений, но их токсические свойства не проявляются.

Тип поступления элементов в растения обусловлен концентрацией их в почвенном растворе. При низких концентрациях, характерных для рассеянных элементов в условиях «геохимического фона», основное значение имеет селективное поглощение элементов растениями. В случае аномально сильного обогащения раствора каким-либо элементом, который обычно содержится в ничтожном количестве, происходит его пассивное поступление в растения.

Установлено, что наиболее сильно подавляет азотфиксирующую активность почвы избыточное количество кадмия, в меньшей степени – меди, наименее заметное влияние оказывает свинец. Возможно, что степень токсичного воздействия металлов связана с прочностью их адсорбции твердой фазой почвы, которая соответствует ряду Pb>Cu>Cd. Эффект подавления азотфиксирующей деятельности почв избыточными дозами металлов, к которым микроорганизмы не адаптированы, можно использовать для оценки интенсивности техногенного загрязнения почв.

Таким образом, благодаря значительной сорбционной емкости и действию рассмотренных равновесий почва обладает замечательной способностью связывать массы тяжелых металлов и поддерживать их концентрацию в почвенном растворе на низком уровне, обеспечивающем селективное поглощение растениями необходимого количества металлов. Вместе с тем, при недостатке металла почва способна выделять его в раствор благодаря имеющемуся равновесию между твердой и жидкой фазами.

Образование комплексных соединений металлов с органическим веществом почвы способствует выведению излишних масс металлов из миграционных циклов на длительное время. Прочность фиксации разных металлов в органическом веществе почв неодинакова. Наиболее прочно закрепляется ртуть, прочно связывается свинец, менее прочно – медь, еще менее – цинк и кадмий. Почва поглощает и связывает избыточные массы рассеянных элементов, которые поступают на поверхность суши в активной растворимой форме, – тем самым педосфера выполняет функцию регулятора масс рассеянных элементов, поступающих в миграционные циклы. В процессах регулирования важную роль играют почвенное органическое вещество и гидроксиды железа.

Техногенное поступление металлов в почву, закрепление их в гумусовых горизонтах в почвенном профиле в целом не может быть равномерным. Неравномерность его и контрастность, прежде всего, связана с плотностью населения. Если считать эту связь пропорциональной, то 37, 3% всех металлов будет рассеяно всего лишь в 2% обитаемой суши.

ЗАКОН БИОЛОГИЧЕСКОГО КРУГОВОРОТА ЭЛЕМЕНТОВ

При формировании ландшафта происходит биогенная аккумуляция минеральных соединений из почвы и атмосферы и образование органического вещества. Если органическое вещество не аккумулировать, то очень скоро все химические элементы перейдут в органические соединения живых или мертвых организмов, в результате чего из атмосферы исчезнет углекислый газ, а из почвы такие элементы, как фосфор, калий и др. Элементы, находящиеся в органических соединениях, недоступны для питания растений. Такой ландшафт по оценке ак. Вильямса мог бы существовать не более 3 лет.

Если бы в ландшафте протекали только процессы разрушения органического вещества, то очень скоро все органическое вещество было бы разложено до минеральных соединений (углекислый газ, простые соли, вода), т. е. в ландшафте опять-таки исчезла бы жизнь.

Закон биологического круговорота хим. элементов сводится к следующему: миграция большинства химических элементов в элементарном ландшафте представляет собой круговорот, в ходе которого элемент многократно поступает в живые организмы («организуется») и выходит из них («минерализуется»). Следует подчеркнуть, что в биологический круговорот в момент времени запускается малая часть биомассы 5-10%.

Противоположные процессы – биогенная аккумуляция и минерализация не протекают изолированно, они вместе синхронно образуют единый биологический круговорот элементов в ландшафте. В зрелом и сбалансированном ландшафте поступление вещества и разложение его одинаковы по объему, т.е. аккумуляция – минерализация = нулю. За отрезок времени (год) интенсивность поступления должна быть равна интенсивности разложения. Всякое нарушение круговорота элементов приводит к дисбалансу в окружающей среде.

Биологический круговорот характеризуется следующими показателями:

I. Емкостьбиологическогокруговорота:1 – количество химических элементов, находящихся одновременно в составе живого вещества ландшафта, биомасса (в ц/га);2– структура биомассы (соотношение зеленой части, многолетней надземной части, корней, животных, микроорганизмов и т. д.).

II. Скорость биологического круговорота количество живого вещества, образующегося и разлагающегося в единицу времени: 1– ежегодный абсолютный прирост биомассы (в ц/га) и его структура; 2 – ежегодный относительный прирост (в % от биомассы); 3 – ежегодный абсолютный опад (в ц/га) и его структура; 4 – ежегодный относительный опад (в % от биомассы).

Эти показатели должны дифференцироваться для отдельных химических элементов (количество азота, фосфора, калия, кальция и др. в биомассе, приросте, опаде и т. д.).

Дефицитные и избыточные хим. элементы. Емкость и скорость биологического круговорота во многом определяются содержанием в ландшафте дефицитных и избыточных элементов. Дефицитными называются такие элементы, добавление подвижных форм которых в ландшафт ускоряет биологический круговорот, повышает его емкость. В большинстве случаев недостает именно подвижных форм, в то время как общее (валовое) содержание элемента в ландшафте может быть достаточно велико. К дефицитным относятся О, N, Р, К, Са, Mg, Сu, Со, J, F, Mo, Zn, Mn и другие элементы.

Избыточными называются такие элементы, удаление которых из ландшафта ускоряет биологический круговорот, повышает его емкость. К избыточным относятся Cl, S, Na, Cu, Ni, Fe, F и другие элементы.

ЛЕКЦИЯ №14. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ БАРЬЕРЫ.

Под геохимическими барьерами обычно понимаются участки земной коры, где на коротком расстоянии происходит резкое снижение миграционной способности химических элементов, ведущее к их накоплению. Применительно к поверхности Земли нередко говорят о ландшафтно-геохимических барьерах. В геологическую литературу термин введен А.И. Перельманом в 1961 г.

Итак, зоны резкого уменьшения миграционной способности каких-либо химических элементов сопровождаются их осаждением из раствора и концентрации. Большая часть промышленных месторождений образовалась на древних или современных геохимических барьерах. В зависимости от факторов рудоотложения различают: физико-химические, механические, биогеохимические барьеры.

В общем случае геохимические барьеры оказываются приуроченными к узким пограничным зонам, в которых контактируют две существенно различающиеся по условиям миграции химических элементов геохимические обстановки.

Геохимические барьеры по своему смыслу возникают и «работают» только тогда, когда через них осуществляется перенос химических элементов, который в зоне барьера оказывается резко затрудненным.

Контакты геохимических обстановок, через которые не осуществлялся перенос вещества, можно представить себе как потенциальные геохимические барьеры, для реализации которых не возникло минимально необходимых условий.

Среди геохимических барьеров по масштабам проявления А.И. Перельман различает макро-, мезо-и микробарьеры. Примером макробарьеров могут быть зоны смешения пресных речных и соленых морских вод в речных эстуариях и в придельтовой зоне морских бассейнов, имеющие ширину до сотен и тысяч метров и являющиеся зонами осаждения многих поступающих с континента компонентов как в виде механической взвеси, так и в растворенном состоянии. В результате слипания коллоидных частиц здесь формируются выраженные зоны выпадения органических соединений, глинистых частиц и многих микроэлементов. Не менее грандиозные области геохимического противоречия возникают в зонах апвеллинга местах смешения холодных и более богатых СО₂ и некоторыми химическими элементами глубинных восходящих океанических вод с более теплыми и бедными СО₂ прибрежными водами.

К мезобарьерам А.И. Перельман относит, например, краевые части болот, где от выщелоченных на водоразделах и склонах химических элементов «разгружаются» стекающие с них поверхностные и грунтовые воды.

Примером микробарьера может быть отложения гидроксидов железа на месте выхода на поверхность родниковых вод, обогащенных двухвалентным железом.

Эффективность барьера. Осаждение химических элементов на геохимическом барьере в основном вызвано изменением геохимических показателей, таких как температура, давление, pH и Eh среды, обусловленное различием в химическом составе и физических, физико-химических свойствах пород до (m₁) и после барьера (m₂).

Рис. 11. Принципиальная схема геохимического барьера: I — протяженность барьера в направление миграции; m₁и m₂ - геохимические параметры среды до барьера и после него

Эффективность функционирования геохимического барьера связана с такими его характеристиками как градиент и контрастность.

Градиент барьера Gпонимается как скорость нарастания изменений параметров среды в направлении миграционного потока:

Контрастность барьера Sхарактеризуется отношением величин геохимических показателей в направлении миграционного потока до барьера и после него:

Эффективность работы барьера увеличивается с ростом его градиента и контрастности. Масштабы накопления в значительной степени связаны с протяженностью барьера как в направлении миграционного потока, так и вдоль фронта барьера.

По стабильности своего положения в пространстве геохимические барьеры могут быть, по меньшей мере, двух типов: неподвижные и подвижные.

Неподвижный барьер имеет фиксированное положение в пространстве зон различных по одному или нескольким характеристикам геохимических сред. Проходя через барьер, поток теряет те или иные химические элементы, которые осаждаются в определенных зонах за барьером.

Подвижный барьер возникает тогда, когда происходит изменение самой среды в результате движения потока и процесса осаждения. Например, породы имеют восстановительную обстановку, а фильтрационный поток окислительную. Поток будет окислять породы и граница барьера будет смещаться в направлении восстановительной среды. В соответствии с этим направлением будет перемещаться положение геохимического барьера. При этом, неподвижные при восстановительных условиях вещества (Fe, UO₂) приобретают подвижность и попадают во фронт потока и перемещаются, попадая опять в восстановительную среду, где и осаждаются. Происходит «наступление» окислительной обстановки, что вызывает растворение одних веществ, их перенос в область отложения к переднему краю (фронту) барьера и в тоже время отложение с ними электрохимически связанных других веществ.

Потенциальный барьер – барьер m₁ и m₂ контрастно различаются, но поток вещества через барьер отсутствует.

Чаще всего на геохимическом барьере происходит осаждение и накопление нескольких элементов (минералов). Причем, области осаждения сдвинуты так, что возникает эпигенетическая зональность их отложения. Например, для рассмотренного выше примера накопления на подвижном барьере урана характерно формирование зональности вида (от тыла к фронту) селен —уран —молибден.

А.И. Перельман различал два типа геохимических барьеров: природные и техногенные. По способу образования среди тех и других он выделял по три класса барьеров: механические, физико-химические и биогеохимические. Наиболее простыми среди них являются механические, наиболее сложными биогеохимические.

ЛЕКЦИЯ №15. ДЕФОРМАЦИЯ ПРИРОДНЫХ БИОГЕОХИМИЧЕСКИХ ЦИКЛОВ ХОЗЯЙСТВЕННОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬЮ ЧЕЛОВЕКА.

Человеческое общество с момента своего появления является важным фактором изменения биосферы. Первоначально деятельность людей отражалась на структуре и динамике живого вещества и почв в ареалах распространения первых цивилизаций. Сжигание и вырубка лесов, распахивание степей, замена природной растительности сельскохозяйственными культурами вносили определенные изменения в биогеохимическую структуру экосистем суши. Вместе с тем механизмы гомеостаза биосферы успешно противостояли антропогенному давлению. Однако начавшаяся в 19-м столетии бурная индустриализация, сопровождаемая демографическим взрывом, привела к разрушению природных ландшафтов, сокращению пахотных угодий, загрязнению окружающей среды, энергетическому кризису и ряду других глобальных экологических проблем.

Развитие промышленного производства обусловило извлечение из недр значительных масс химических элементов. В настоящее время в мире добывается более 100 млрд. тонн минеральных ископаемых. Хозяйственное воздействие человека распространяется не только на наружную часть земной коры, но также на атмосферу и природные воды. Из атмосферы извлекается молекулярный азот, который переводится в реакционноспособные формы. На производственные и бытовые нужды расходуется около 4 тыс. км³ воды в год, что соответствует 10 % объема речного стока.

Одновременно промышленные предприятия выбрасывают в окружающую среду сотни миллионов тонн пыли и газов, в поверхностные воды поступают десятки миллионов тонн бытовых, промышленных и сельскохозяйственных стоков. С середины ХХ в. некоторые химические элементы используются для обеспечения индустриального производства в количествах, сопоставимых с массами, мигрирующими в глобальных биогеохимических циклах. В результате современное человеческое общество выступает в роли мощного геохимического фактора, изменяющего и перераспределяющего миграционные потоки огромных масс химических элементов. Производственная деятельность человека оказывает воздействие как на глобальные биогеохимические циклы, так и на биогеохимические процессы, происходящие на ограниченных территориях.

Глобальные биогеохимические проблемы

Загрязняющий компонент может распространяться в зависимости от особенностей циклов массообмена на весьма ограниченный участок земной поверхности, на более или менее значительную территорию или всю биосферу. Одной из глобальных проблем является рост концентрации углекислого газа в атмосфере, связанный с хозяйственной деятельностью человека.

Изобретение паровой машины положило начало ускоренному росту добычи каменного угля, используемого в качестве топлива. Широкое распространение двигателей внутреннего сгорания сопровождалось бурным развитием нефтедобывающей и нефтеперерабатывающей отраслей промышленности. В начале XIX в. добыча угля составляла около 30 млн. т/год, в 1900 г. – 700 млн., в 1951 г. – 1918 млн., в 1990 г. потребление угля составило 4,1 млрд. тонн. С середины XIX в. началась эксплуатация нефтяных месторождений. В 1900 г. в мире было добыто менее 30 млн. тонн нефти, в 1990 г. потребление нефти составило 2,7 млрд. тонн. Потребление газа с 1937 г. по 1990 г. увеличилось в 25 раз и составило около 1,9∙10¹² м³. Таким образом, природные соединения углерода используются в столь значительном количестве, что это сопоставимо с крупным природным процессом.

Привлекает внимание такое последствие сжигания возрастающих масс каменного угля, как изменение изотопного состава растений и всего живого вещества Земли. Каменный уголь является продуктом глубокой трансформации органического вещества растительного происхождения. Поскольку в процессе фотосинтеза предпочтительно поглощаются легкие изотопы углерода, постольку можно ожидать, что сжигание угля и поступление в атмосферу углекислого газа, обогащенного ¹²С, должно вести к обогащению живых организмов легким изотопом углерода. И действительно, исследуя годовые кольца стволов деревьев, американский биогеохимик Б. Болин (1985) показал, что по мере развития хозяйственной деятельности человека растительность обогащается изотопом ¹²С.

Сжигание огромных масс ископаемого топлива сопровождается расходованием кислорода, что является также не менее важной проблемой. Свободный кислород накопился в атмосфере только благодаря захоронению органического углерода. Интенсивное сжигание минерального топлива способствует связыванию значительного количества кислорода в составе образующегося СО₂. На сжигание в составе минерального топлива 5 млрд. тонн углерода расходуется в течение года более 13 млрд. тонн кислорода. Такая масса в сравнении с 230 млрд. тонн кислорода, участвующим в биологическом круговороте на Мировой суше, представляется незначительной. Однако следует учитывать, что основная часть выделяющегося при фотосинтезе кислорода должна быть израсходована на разложение продуктов опада. За счет отмершего, но не разложенного до СО₂ органического вещества ежегодно в атмосфере остается, по расчетам О.П Добродеева, около 1,55 млрд. тонн кислорода, что в 9 раз меньше массы кислорода, расходуемого на сжигание ископаемого топлива.

Кроме того, кислород расходуется на окисление различных газов, выделяющихся из недр Земли, – это количество кислорода пока не поддается оценке. Значителен расход кислорода на окисление выплавляемых промышленностью металлов, главным образом железа. Ежегодно в мире выплавляется около 700–800 млн. тонн стали. Примерно 10 % этого количества окисляется, на что расходуется около 340 млн. т/год кислорода.

Биосфера в целом пока справляется с окислением техногенных продуктов, однако поглощение кислорода достигло такого уровня, что уже становится необходимым контроль над глобальным биогеохимическим циклом этого элемента.

Ежегодно поступающее в окружающую среду количество техногенных тяжелых металлов сопоставимо с массами металлов, участвующих в глобальных процессах массообмена (таблица 23).

Из приведенных в таб. 23 данных следует, что массы марганца и хрома, поступающие в биосферу в течение года при сжигании каменного угля, близки к их массам, выносимым в растворимых формах годовым речным стоком со всей суши. Годовая добыча меди, свинца, олова и кадмия превышает сумму масс выноса растворенных форм и захвата годовым приростом растительности.

Таблица 23. Массы тяжелых металлов, вовлекаемых в техногенную и природную миграцию, 10³ т/год (по В.В. Добровольскому, 1998)

Эле-мент

Годовая добыча

Выделение при сжи-гании каменного угля (данные на 1980 г.)

Захват годовым приростом расти-тельности суши

Вынос раство-ренных форм с речным стоком

8500

6000

4400

2400

2000

560

180

430

140

41 400

1376

5160

215

309

344

8,5

440

287

820

123

8,2

РЕГИОНАЛЬНЫЕ БИОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ

В природные циклы массообмена, охватывающие экогеосистемы крупных регионов, ощутимый дисбаланс вносят отходы промышленных предприятий и транспорта. Более 95 % техногенных выбросов соединений серы приходится на химически весьма агрессивный диоксид серы. При сжигании каменных углей, содержащих сульфиды железа, и нефти, в которой постоянно присутствуют серосодержащие органические соединения, происходит основная эмиссия SO₂. При выплавке металлов также выделяются в атмосферу крупные массы диоксида серы. Общемировой техногенный выброс серы в атмосферу в 1990 г. оценивается в 100–110 млн. тонн. Осаждаясь с атмосферными осадками, оксиды серы поражают растительность, почвенную биоту, подкисляют водоемы, вызывают заболевания населения.

Вследствие неравномерного распределения техногенных оксидов серы поражаются отдельные территории. Жидкие (в виде дождей) кислые осадки выпадают преимущественно в скандинавских странах и Канаде, в сухом виде (аэрозоли) – на среднем западе США, в Чехословакии. Наиболее сильно загрязнена SO₂ атмосфера в Финляндии, Люксембурге, Чехословакии, Венгрии, Канаде. В Финляндии, Швеции, Норвегии, Нидерландах и Австрии загрязнение атмосферы оксидами серы вследствие трансграничного переноса намного превышает выбросы их собственной промышленности. От кислотных дождей в ФРГ погибло 1500 га леса, в Швеции в 2000 озер исчез лосось. На территории бывшего СССР площадь существенного закисления от дождей и снега достигла 46 млн. га – в основном за счет переноса подкисленных осадков из Западной Европы в Прибалтику, Карелию, на весь Северо-Запад России. Очень опасно подкисление океанических мелководий, ведущее к невозможности размножения многих беспозвоночных животных, что может вызвать разрыв пищевых сетей и глубокое нарушение экологического равновесия в Мировом океане.

Сельскохозяйственное производство оказывает существенное влияние на природные биогеохимические циклы некоторых химических элементов. В сфере земледелия в настоящее время находится около 15 млн. км², т.е. около 10 % от площади всей суши. Опасность агрогенных геохимических аномалий связана с большими масштабами проявления их и охватом практически всей сельскохозяйственной продукции. Попадающие в почву при ее обработке выхлопы техники, износ орудий; внесение удобрений и других химических веществ – главный вид агрогенного воздействия. Хотя удобрения увеличивают урожайность наполовину, но это меняет химический состав почв, повышает концентрацию токсичных и канцерогенных соединений азота, фосфора и других химических элементов (30 элементов в апатите).

Структура биологического круговорота на площади земледелия трансформирована. Находившаяся в биогеохимическом равновесии с окружающей средой природная растительность заменена сельскохозяйственными культурами, которые способны существовать в условиях данных экогеосистем лишь благодаря человеку. Образующаяся продукция возвращается в почву не полностью, так как частично удаляется в виде урожая. В систему биологического круговорота искусственно вводятся значительные массы азота, калия, фосфора и воды. Одновременно в результате механического нарушения почвы активизируются процессы эрозии и выноса химических элементов за пределы обрабатываемых площадей.

Обеспечение растущего населения Земли продуктами питания – одна из актуальных проблем современности. Поэтому расширяются старые и строятся новые горные предприятия, химические комбинаты для переработки горно-химического сырья в минеральные удобрения. Главным мероприятием в повышении урожайности является увеличение доз вносимых минеральных удобрений, т.е. искусственное включение масс химических элементов в биологический круговорот. Анализ масс миграционных потоков азота и фосфора показал, что количество этих элементов, искусственно включаемых в систему биологического круговорота, уже в 1970 г. превышало соответствующие массы, вовлекаемые в водную миграцию естественным путем (табл. 24).

Таблица 24

Промышленная продукция и природная миграция масс азота, калия и фосфора, 10⁶ т/год (по В.В. Добровольскому, 1998)

Процесс

Элементы

азот

калий

фосфор

Ежегодное промышленное производство (N)

или добыча (P и K)

Вынос речными водами (до широкого загрязнения вод):

в растворимой форме

во взвесях

Поступление с атмосферными осадками на сушу

(до широкого загрязнения тропосферы)

Содержание в продукции природной растительности

60*

3500

283

1800

40,0

0,8

20,0

нет

данных

3550

* – без учета массы технологических отходов и бытовых выбросов, составляющих около 40∙10⁶ т/год.

Привлекает внимание сложившееся распределение масс азота в мировом сельском хозяйстве. Из табл. 24 и 25 видно, что в обрабатываемые почвы мира вносилось с минеральными удобрениями в 1970 г. около 30 млн. т/год азота, в 1990 г. – около 60 млн. тонн, а в 2000 г. прогнозируется внесение 120 млн. тонн.

Таблица 25

Ориентировочное распределение масс азота в мировом сельскохозяйственном производстве, 10⁶ т (Круговорот веществ в природе, 1980)

Показатели

1970 – 1971 гг.

2000 г.

Вынос с урожаем

Внесение с удобрениями:

минеральными

органическими

106

212

165

120

Агрохимическая интенсификация сельского хозяйства породила проблему азота, имеющую особое биогеохимическое и экологическое значение. Во-первых, искусственное введение крупных масс азота в обрабатываемые почвы ведет к разбалансированности массообмена элемента в системе «почва – растительность». Не вовлеченные в биологический круговорот избыточные массы азота в виде нитратов активно участвуют в водной миграции. В результате соединения азота аккумулируются в геохимически подчиненных экогеосистемах (отрицательных элементах рельефа, озерах, а также водохранилищах, образованных плотинами гидроэлектростанций). Повышение концентрации азота вызывает усиленный рост водной растительности, зарастание водоемов, перегрузку их мертвыми растительными остатками и продуктами разложения. Во-вторых, аномально высокая концентрация в почве растворимых соединений азота влечет за собой повышенное их содержание в сельскохозяйственных продуктах питания и питьевой воде.

Имеющиеся данные говорят о том, что в настоящее время нормальное функционирование глобального цикла азота сохраняется благодаря незамкнутости природных циклов массообмена, связывающих отдельные экогеосистемы. Вместе с тем в некоторых сельскохозяйственных регионах избыточные массы азота не могут быть вовлечены в биологический круговорот и захватываются в водную миграцию, что нарушает нормальное функционирование биогеохимически подчиненных экогеосистем в районах интенсивного сельскохозяйственного производства.

Локальные антропогенные биогеохимические аномалии тяжелых металлов

Особо важное место среди многих последствий хозяйственной деятельности человека занимает процесс прогрессирующего накопления в окружающей среде тяжелых металлов. Начиная с глубокой древности, количество металла, используемого в хозяйственной деятельности, постоянно возрастает. В настоящее время общемировая добыча металлов характеризуется следующими величинами, т/год:

железо – n×10⁸ ;

медь, свинец, цинк – n×10⁷ ;

алюминий, марганец – n×10⁶ ;

никель, олово – n×10⁵ ;

ванадий, вольфрам, кадмий, кобальт, молибден, уран – n×10⁴ ;

ртуть, серебро – n×10³ .

Из приведенных цифр следует, что металлы извлекаются в количестве, непропорциональном их содержанию в земной коре и педосфере, применительно к составу которых развивались формы наземной жизни. Например, алюминия в земной коре в тысячу раз больше, чем меди, а производимые в настоящее время количества этих металлов различаются всего лишь в несколько раз. Кларк молибдена меньше кларка ванадия почти в сто раз, а производят молибдена намного больше.

Главной особенностью использования металлов в мировом хозяйстве является их активное техногенное рассеивание. Основной вклад в процесс рассеивания вносят атмосферные выбросы при металлургическом переделе руд. По расчетам А.А. Беуса и др. (1976), значительные массы металлов рассеиваются также при транспортировке, обогащении, сортировке руды. В 1965–1975 гг. таким путем в мире было рассеяно (тыс. т): меди – 600, цинка – 500, свинца – 300, молибдена – 50. Важную роль играет сжигание минерального топлива, главным образом каменного угля.

Современная технология использования металлов сопровождается их рассеиванием в окружающей среде. Крупные массы металлов, применяемых в химической, бумажной, электротехнической и других отраслях промышленности, попадают в промышленные стоки. Не меньшие массы истираются и рассеиваются в процессе работы различных механизмов и машин. Значительное количество металлов и других рассеянных элементов добывается лишь с целью последующего их рассеивания на поверхности Земли. В качестве примеров могут служить производство алкидов свинца, применяющихся в виде добавок в бензин для автомобильного транспорта, использование мышьяка и ртути при изготовлении ядохимикатов для сельского хозяйства.

Если бы металлы, выбрасываемые в воздух, распространялись подобно газам на значительное пространство, и затем вымывались из тропосферы осадками, то их поступление на поверхность Мировой суши не превышало бы уровня природных поступлений, к которым живые организмы толерантны. Однако бóльшая часть массы металлов техногенных выбросов оседает вблизи источников эмиссии, и в результате вокруг предприятий-загрязнителей формируются биогеохимические аномалии, обусловливающие импактные (ударные) нагрузки на живые организмы.

Как известно, в составе биокатализаторов и регуляторов важнейших физиологических процессов тяжелые металлы являются необходимым компонентом. По этой причине значительное повышение концентрации тяжелых металлов в высокоактивном рассеянном состоянии в окружающей среде оказывает сильное влияние на живые организмы. В начале 70-х гг. ХХ в. специалисты в области глобального мониторинга среди 12 наиболее опасных загрязнителей отмечали ртуть, свинец и кадмий. Но уже в 1980 г. к указанным трем металлам добавились еще семь: кобальт, марганец, медь, молибден, никель, олово, хром. Проблеме загрязнения тяжелыми металлами эксперты ООН отвели второе по важности место (после проблемы углекислого газа в связи с глобальными изменениями климата). Таким образом, была подчеркнута высокая значимость воздействия импактных техногенных поступлений металлов и близких им элементов на живое.

В пределах техногенной биогеохимической аномалии обычно образуются две зоны. Для одной из них, непосредственно примыкающей к источнику загрязнения, характерно сильное поражение природной экогеосистемы: отсутствует растительность, разрушена биокосная система почвы, почвенная фауна и микроорганизмы в значительной мере уничтожены. В более обширной второй зоне наблюдается заметное угнетение, реже исчезновение отдельных составных частей биоты. В периферической части зоны техногенного воздействия обратное явление – существенное возрастание численности видов и биомассы относительно естественных районов, однако в почвах, растениях, почвенных животных отмечается повышенное содержание элементов-загрязнителей. Такой эффект наблюдается вблизи Норильского никеля – на расстоянии ~ 70 км наблюдается зона повышенной биологической активности относительно окружающей тундры. В краевой зоне происходит активное биогенное «растаскивание» загрязняющих веществ.

Размеры аномалий, их конфигурация, расположение относительно источника выбросов, соотношения концентрации техногенно рассеиваемых металлов в воздухе, атмосферных осадках, растительности и почве зависят сложным образом от производительности предприятия, длительности его работы, технологии, особенностей местного рельефа и растительности, климатических условий и др. Очень важную роль играет высота источника выбросов в атмосферу. При высоких дымовых трубах максимальные концентрации загрязнителей в приземном слое атмосферы образуются обычно на расстоянии 10–14 высот трубы, а для труб высотой 10–15 м – в непосредственной близости от источника.

В окрестности свинцово-плавильного завода, расположенного на Дальнем Востоке в условиях умеренного муссонного климата с осадками около 1000 мм/год, максимальные концентрации металлов в приземном слое атмосферы регистрируются на расстоянии до 2 км от источника (Геохимия зоны гипергенеза, 1976). Содержание металлов в приземном слое воздуха в этой зоне в 100–1000 раз выше местного геохимического фона, а в снеге – в 500–1000 раз. Вторая зона располагается на удалении 2–4 км от источника и характеризуется концентрацией металлов в воздухе примерно в 10 раз меньшей, чем в первой зоне. На расстоянии от 4 до 10 км намечается третья зона, в которой лишь отдельные пробы имеют повышенную концентрацию металлов. Первая и вторая зоны техногенного загрязнения приземного слоя атмосферы совпадают с зонами разрушения природной экогеосистемы и угнетения растительности.

Следует отметить, что по мере удаления от источника выбросов меняется соотношение форм рассеиваемых элементов. Основную массу выпадений в первой зоне составляют мелкие пылевидные частицы сульфидов и оксидов, а водорастворимые формы составляют лишь 10–15 %. По мере удаления от источника относительное содержание водорастворимых форм свинца возрастает: 55 % на расстоянии 1,5 км и 80–90 % на расстоянии 4–5 км. Таким образом, основная часть твердых пылевидных частиц оседает вблизи источника, а водорастворимые формы переносятся дальше и выпадают из атмосферы с осадками.

Кроме металлургических и металлообрабатывающих производств в рассеивание металлов вносят определенный вклад и другие промышленные предприятия. Так, используемое для изготовления фосфорных удобрений сырье содержит примеси меди, свинца, урана, цинка, поэтому указанные элементы рассеиваются в окрестностях соответствующих предприятий. Производство бумаги сопровождается рассеиванием ртути. Мощные тепловые электростанции создают ореолы рассеяния тяжелых металлов и оксидов серы в радиусе 10–20 км. Любой город является источником рассеяния тяжелых металлов и изменяет их содержание в растительности в радиусе до 2–3 км.

Вдоль автомагистралей образуются биогеохимические аномалии свинца. Добавка в автомобильный бензин тетраалкилов свинца в качестве антидетонатора обусловливает присутствие в выхлопных газах свинца в форме мелких твердых частиц нитратов, оксидов, сульфатов, хлоридов, фторидов и др. Около 20 % частиц имеют размеры более 0,005 мм и оседают вблизи магистрали. Частицы, имеющие меньшие размеры и содержащие около 60 % выбросов свинца, оседают медленнее и в пределах относительно широкой полосы. Остальные 20 % захватываются воздушными потоками и переносятся на более или менее значительные расстояния. Концентрация свинца в почве зависит от интенсивности движения автотранспорта, наибольшие значения, например, для Западной Германии – 600–700 мкг/г. Ширина придорожных аномалий варьирует в зависимости от местных условий и может достигать 100 м. В странах Западной Европы до принятия законов о регулировании добавок свинца в бензин содержание свинца в придорожных травах достигало 40–50 мкг/г.

Наиболее сильное загрязнение растительности отмечается на расстоянии до 5–10 м от края шоссе и в газонах, разделяющих полосы движения. Зона меньших концентраций распространяется чаще всего до 50–100 м от края автомагистрали, хотя бывает и более широкой. На расстоянии 200–300 м концентрация свинца, как правило, соответствует уровню местного фона. Ширина аномалий в растительности колеблется сильнее, чем в почвенном покрове. Максимум загрязнения свинцом в древесных посадках вдоль автодорог приходится на интервал 1–2 м над уровнем земли, а выше начинает быстро спадать.

Характерной особенностью техногенных биогеохимических аномалий является непрерывное изменение их параметров, что в значительной мере связано с атмосферной миграцией, играющей важную роль в образовании этих аномалий. Так, смена сухого периода на дождливый, изменение направления ветра влияют на конфигурацию аномалии. Содержание свинца на поверхности почвы в условиях интенсивного придорожного загрязнения возрастает от весны к осени. То же самое наблюдается у растений на протяжении вегетационного периода. Постепенная аккумуляция высокодисперсных частиц, выбрасываемых с выхлопными газами, обусловливает нарастание концентрации свинца в почве и растениях. Дожди, смывающие свинецсодержащие осадки с поверхности почвы и растений, нарушают эту закономерность. Изменение направления ветра приводит к несимметричному распределению металла в растениях по обе стороны автомагистрали.

Биогеохимическая обстановка, сложившаяся в промышленных центрах и крупных городах, вызывает тревогу. Атмосфера городов насыщена техногенными газами и аэрозолями, сильно загрязнена тяжелыми металлами, в первую очередь, свинцом от двигателей внутреннего сгорания. Разнообразные химические элементы и соединения аккумулируются в промышленных и бытовых отходах. На городские свалки ежегодно поступают тяжелые металлы в количестве, сопоставимом с продукцией горнорудных предприятий. Вместе с ростом массы отходов повышается уровень концентрации тяжелых металлов в почвенном покрове и растительности в окрестностях городов.

Современные мегаполисы и индустриальные урбанизированные агломерации предстают в качестве огромных техногенных и биогеохимических аномалий. Геохимически аномальная окружающая среда оказывает негативное влияние на состояние здоровья живущих и будет иметь непредсказуемые последствия для последующих поколений.

Природные и техногенные аномалии в горнорудных районах

Выбросы в атмосферу. Технологические процессы приводят к образованию массы пыли. Это буровзрывные работы в карьерах, дробление руд при обогащении, дефляция отвалов, отходов обогащения и добычи, погрузка и транспортировка. Даже на среднем ГОКе это сотни тысяч тонн пыли в год, что сопоставимо с выбросами крупных промышленных комбинатов. Так, при массовом взрыве в карьере в воздух на высоту 150–250 м поднимается одновременно 150–200 т пыли, которая воздушными потоками разносится на километры. Отсюда – значительные площади техногенных аномалий. Геохимическое картирование почв и снегового покрова позволяют четко зафиксировать зону влияния источников выброса, а также состав и соотношение наиболее опасных компонентов. Такие аэрогенные аномалии (как и в городах) имеют четкую концентрическую структуру с ядрами и периферическими частями. Морфология их тоже не сложная и зависит от рельефа, «розы ветров».

Воздействие обогатительных фабрик тоже весьма интенсивно, а поселки обычно располагаются рядом. При проектировании и строительстве горно-обогатительных комбинатов, к сожалению, не учитываются особенности техногенной миграции загрязняющих веществ (потоки, сельскохозяйственные угодия, водные объекты). Это недопустимо при новом проектировании.

Загрязнение поверхностных водных систем стоками. Основной источник поступления техногенных веществ в водотоки – различные сливы (с рудников, обогатительных фабрик, с хвостохранилищ, отвалов), поверхностный сток с территории горных отводов. Вы помните, что техногенное усиление процессов выветривания на разрабатывающихся месторождениях играет большую роль в поставке «избыточных» ХЭ в водные системы. Содержание твердых взвесей в стоках может на 2–3 порядка превышать мутность природных водотоков.

Особую опасность представляют кислые рудничные воды, в которых многие металлы находятся в подвижных формах и в весьма высоких концентрациях, которые значительно выше всяких ПДК. А если в пределах горнорудных ландшафтов располагаются и металлургические предприятия, то ясно, что техногенные аномалии становятся еще более контрастными, комплексными и протяженными. Необходимо отметить, что даже после прекращения эксплуатации месторождений ОС долго еще будет загрязняться из отвалов, терриконов, загрязненных донных отложений водотоков и водоемов. И для этих аномалий характерна комплексность состава, хотя органические вещества играют, по сравнению с урболандшафтами, незначительную роль. Вы помните, что даже в природных аномалиях вокруг рудных месторождений (вторичные ореолы рассеяния) экологическая опасность достаточно высокая.

Основные источники загрязнения окружающей среды городов

По имеющимся данным на 1970 г. в мире образовалось 5 млрд. т твердых отходов, 19,8 млрд. т газообразных загрязнителей, 0,2 млрд. т пыли, 9135 млрд. т стоков. Возможно, что к 2000 г. количество отходов увеличится в 3 раза. Необходимо отметить, что подавляющая их часть образуется в городах, где проживает большая часть населения Земли, сконцентрирована основная масса различных производств.

По частоте встречаемости в отходах среди химических элементов преобладают Zn, Cu, Cd, Hg, Pb, Ag, Co, Ni. Промышленные и бытовые отходы характеризуются комплексностью состава. Как известно, часть твердых и жидких отходов утилизируется. Это лом металлов, отходы пищевой, мясомолочной промышленности, отходы бумаги, текстиля, нефтесодержащие отходы. Имеются такие данные. В 1980 г. в СССР из отходов была произведена каждая третья тонна стали, четвертая – бумаги и картона, пятая – цветных металлов и серной кислоты.

Большая же часть отходов вывозится на свалки, которые является потенциальными источниками поступления металлов в поверхностные и подземные воды, в почву. Часть отходов размещается в отвалах и внутризаводских свалках, т.е. остаются в черте городов.

А вот такой пример «утилизации» отходов. Коммунально-бытовые отходы часто отличаются высоким содержанием тяжелых металлов. Это и твердые отходы, и осадки городских очистных сооружений. Значительная часть их перерабатывается в компост, используемый в качестве удобрения, что приводит к загрязнению почвы и продукции сельского хозяйства. Или другой пример «утилизации» осадков очистных сооружении: засыпка ими оврагов, понижений в поймах рек (часто в пределах городов), откуда они легко загрязняют почву и воду. Следовательно, промышленные стоки и выбросы определяют современное качество вод, атмосферы и почв в урбанизированных зонах и их обрамлении.

Твердые отходы образуют фиксированные скопления химических элементов – источники загрязнения почв и вод. В высокоразвитых странах на одного человека в год приходится до 3–5 т промышленных и около 0,3–0,4 т бытовых отходов, и с каждым годом эти цифры возрастают. Виды промышленных отходов весьма разнообразны. Это определяется характером производства:

• черная и цветная металлургия (шлаки);

• машиностроение и металлообработка (различные шлаки, пыль, гальванические осадки);

• химическая промышленность (шламы, отходы резины, фенопласта и др.);

• легкая промышленность (кожевенные и лакокрасочные отходы);

• полиграфическое производство (бумажная пыль, осадки цехов цинкографии и гальванического);

• энергетика (золы и шлаки электростанций) и др.;

• зола ископаемых углей обогащена, по сравнению с породами литосферы, B, Mo, As, Yp, Pb, Be, Zn, Sn, W и др. элементами. В отвалах и отстойниках ТЭЦ находятся уже порядка 5 млрд. т шлака и золы. Утилизация золошлаковых отходов в СССР составляла около 10 %, в США – около 20 %, в Финляндии – 84 %.

Коммунально-бытовые отходы (городской мусор, осадки городских очистных сооружений и очистных сооружений поверхностного стока) сопоставимы по объему с промышленными отходами. Около 98 % твердых бытовых отходов (ТБО) в нашей стране вывозится на свалки. По расчетам ученых, с мусором городов с миллионным населением на свалки ежегодно поступает 200–250 т Zn и Ca, 70–80 т Pb и Sn, 0,5–1 т Ag и Cd, 0,02 т Hg. Свалки далеко не конечный пункт тяжелых металлов, из них металлы попадают в почвы и воды городов и их окружения.

Пылегазовые выбросы промышленных предприятий, энергетических установок и транспорта – основные источники поступления в атмосферу населенных пунктов загрязняющих веществ: оксидов азота, серы, углерода, углеводородов, пыли. Кроме того, в атмосферу городов поступают более 500 других вредных веществ. Пыль также содержит повышенные количества многих тяжелых металлов. В зависимости от рода производства, коэффициенты концентрации элементов колеблются очень широко: S – от 25 до 5000, W – от 10 до 10000, Cu– от 3 до 37, P – от 3 до 385 и т.п. В то же время пыль каждого производства отличается как по набору и содержанию металлов, так и по характеру отходов.

В США в 1980 г. на долю транспорта приходилось более 55 % общей массы веществ, загрязняющих воздушный бассейн, т.е. больше, чем от всех других видов человеческой деятельности. В таких городах, как Нью-Йорк, Лос-Анджелес, Токио, Тегеран, вклад выхлопных газов автомашин в загрязнение воздуха достигает 90 %. Полицейские ходят по улицам в противогазах.

В нашей стране автотранспорт «дает» около 25 % всех загрязняющих атмосферу веществ и около 50 % – СО2. Вообще, в автомобильных выхлопных газах имеется около 200 веществ. При сжигании 1 л бензина в воздух попадает 200–400 мг Pb, а в год от одного автомобиля – около 1 кг. Автомобилей сейчас в мире около 500 млн. Загрязняет атмосферу и пыль, которая поднимается с проезжих частей дорог при движении транспорта. Эта пыль обогащена не только Pb, но, за счет истирания шин, Znи Cd. Стоки. С ними (как коммунально-бытовыми, так и промышленными) в ОС поступает большое количество тяжелых металлов. Стоки поступают или непосредственно в водостоки (условно чистые промстоки), или после различного вида очистки на городских очистных сооружениях. Особенно высокое содержание тяжелых металлов имеется в стоках производств, где есть гальванические цеха. Поэтому промышленные стоки – основной источник поступления в канализационную систему Zn, Cu, Cd, Pb, Crи др. Другой источник − поверхностный сток с урбанизированных территорий (смыв части почвы, твердофазовых выпадений из атмосферы, размыв свалок). И даже после отстойников значительная часть металлов (в десятки раз выше фона) остается в воде. Тяжелые металлы попадают в водотоки и со снегом, сбрасываемым при уборке города и промплощадок. В снег металлы попадают из атмосферы, а хлориды – с солью на тротуарах и дорогах. В такой воде крупных городов Clбольше, чем в водах района в 150 раз.

Техногенное поступление химических элементов в водотоки крупных урбанизированных зон превышает природное (фоновое). Среди техногенных источников вклад в загрязнение водотоков увеличивается в ряде: промышленный сток условно чистых вод→канализационный сток после очистных сооружений→ливневый поверхностный сток. Последний источник формируется за счет смыва почвы, пыли с асфальтированных поверхностей, эрозии зданий и сооружений, размыва небрежно хранящихся свалок и других материалов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Основная

Алексеенко В.А. Геохимические методы поисков месторождений полезных ископаемых. – М.: Высшая школа, 1989.

Барабанов В.Ф. Геохимия. – М.: Недра, 1985.

Бордон В.Е. Геохимия и металлоносность осадочного чехла Белоруссии. – Мн.: Наука и техника, 1989.

Бордон В.Е., Ольхович Е.Т. Петрология и геохимия кристаллических пород докембрия Беларуси. – Мн.: Наука и техника, 1977.

Войткевич Г.В. и др. Краткий справочник по геохимии. – М.: Недра, 1974.

Иванов В.В. Экологическая геохимия элементов: Справочник. – М.: Недра: кн. 1 – 1994; кн. 2 – 1994; кн. 3 – 1996. – М.: Экология: кн. 4 – 1996; кн. 5 – 1997; кн. 6 – 1997.

Перельман А.И. Геохимия. – М.: Высшая школа, 1979.

Чертко Н.К. Геохимия. Учебное пособие для ВУЗов. – Минск: Тетра Системс, 2007

Дополнительная

Кузнецов В.А. Геохимия речных долин. – Мн.: Наука и техника, 1986.

Н.Н. Левых. Коры выветривания запада Восточной-Европейской платформы. Мн., 1999.

Лукашев К.И., Лукашев В.К. Геохимия ландшафтов. – Мн.: Вышэйшая школа, 1970.

Полезные ископаемые Беларуси // Редкол.: П.З. Хомич, С.П. Гудак, А.М. Синичка и др. – Мн.: Адукацыя i выхаванне, 2002.

Ферсман А.Е. Избранные труды. Т.5. Геохимия. – М.: Изд. АН СССР, 1959.

Чартко Н.К. Асновы геахiмii: Метад. указаннi. – Мн.: БДУ, 2001.

Чертко Н.К. Геохимия ландшафта. – Мн.: Изд. БГУ, 1981.

Щербина В.В. Основы геохимии. – М.: Недра, 1972.

Экологическая функция литосферы. Гл. 5 / Под ред. В.Т. Трофимова. – М. Изд. Моск. ун-та, 2000.