Вся электронная библиотека      Поиск по сайту

 

ГЕОХИМИЯ ЛАНДШАФТА

Водная миграция

 

геохимия

 

Смотрите также:

 

История атомов и география - Перельман

 

Геохимия - химия земли

 

Геология

геология

Основы геологии

 

Геолог Ферсман

 

Гидрогеохимия. Химия воды

 

Минералогия

минералы

 

Почва и почвообразование

 

Почвоведение. Типы почв

почвы

 

Химия почвы

 

Круговорот атомов в природе

 

Книги Докучаева

докучаев

 

Происхождение жизни

 

Вернадский. Биосфера

биосфера

 

Биология

 

Эволюция биосферы

 

растения

 

Геоботаника

 

 Биографии геологов, почвоведов

Биографии почвоведов

 

Эволюция

 

Большинство химических элементов мигрирует в ионных, молекулярных или коллоидных растворах. Вода — это "кровь ландшафта", она находится в сложных обратимых взаимоотношениях с организмами, горными породами, атмосферой. Важнейшими компонентами вод являются растворенные газы, особенно О2, СО2, H2S. Значительная часть растворенных веществ находится в форме ионов, среди которых преобладают Са2+, Mg2+, Na+, НСО3", S042-, С1- ("шестикомпонентный состав"). Все воды содержат также ионы Н+ и ОН-, роль которых, несмотря на низкое содержание (обычно Ю-^ — Ю-^ г/л), чрезвычайно велика. Мало содержание распространенных в литосфере элементов — К,Р, Si, Al, Ti, Ni, Со, Си, Мо, Zn, U и других (обычно не более 10_5 — 10~7 г/л). Кроме ионов растворенные неорганические соединения находятся в форме молекул и коллоидных частиц. Велика роль и растворенного органического вещества (РОВ). Характерна также миграция тонкой мути и более крупных взвешенных частиц. Таким образом, воды ландшафта — это сочетание ионных, молекулярных и коллоидных растворов с суспензиями. Почти все воды — биокосные тела, т.е. содержат живое вещество.

 

В биосфере протекает грандиозный круговорот воды, связывающий материки и океаны

 

Проявляется круговорот и в пределах отдельных ландшафтов. При этом происходит поглощение солнечной энергии, которая затрачивается на испарение, а после конденсации водяных паров и выпадения осадков потенциальная энергия переходит в кинетическую энергию рек и ручьев. Круговорот воды можно сравнить с биком, причем бик в ландшафте является основным источником химической энергии, а круговорот воды — механической. Конечно, и вода совершает химическую работу (выветривание, растворение и т.д.), но эта работа осуществляется преимущественно за счет биогенной энергии: или за счет организмов, находящихся в воде, или за счет продуктов их жизнедеятельности — СО2, H2S, гумуса и т.д. Как и бик, круговорот воды в геологическом времени не замкнут, большие массы воды поступают в биосферу при вулканизме, горообразовании и покидают ее при прогибании осадочных толщ (гидратные воды минералов).

 

В аридных ландшафтах при испарении воды формируется испарительный геохимический барьер F в соляных озерах, засоленных почвах, на котором концентрируются Са, Na, К, Mg, F, S, Sr, CI, Zn, Li, N, U, Mo и другие элементы.

 

Химизм почвенных и грунтовых вод зависит от их подвижности. Поровые воды, к которым относится часть почвенных, иловых и горных (породных) растворов, относительно неподвижны. Они связаны с твердой фазой поверхностными силами капиллярного или коллоидного характера (пленочная вода, капиллярная вода и т.д.). Эти воды длительное время соприкасаются с породами, часто находятся в равновесии с ними. В поровых растворах обнаружены бактерии, окисляющие сульфиды. Это дало основание П.А. Удодову сделать вывод о преимущественно биогенном характере формирования состава поровых растворов. По химическому составу поровые растворы разнообразны и часто сильно отличаются от гравитационных вод. С помощью ядерного магнитного резонанса (ЯМР) показано, например, что часть поровой воды в опале замерзает лишь при температуре —73°С. Свободные гравитационные воды находятся в трещинах, крупных полостях. Они легко стекают под влиянием силы тяжести, относительно быстро перемещаются по почвенным и водоносным горизонтам.

 

Существует проблема равновесности природных вод. К равновесным системам (или системам, стремящимся к равновесию) применим хорошо разработанный аппарат равновесной термодинамики, позволяющий рассчитывать условия осаждения минералов, строить так называемые Eh — рН-диаграммы, решать другие задачи. Однако термодинамическое равновесие имеет место только в некоторых поровых растворах, в соленых озерах и других бедных живым веществом системах. Все это ограничивает применение равновесной термодинамики к изучению водной миграции. Выход из затруднения был предложен Д.С. Коржинским, который ввел понятие о "локальном", "мозаичном" равновесии, когда система в целом неравновесна и в ней протекают стационарные процессы, связанные с изменением температуры, давления, концентрации веществ. Однако в каждой конкретной точке эти параметры приобретают постоянное значение, что и определяет возможность на отдельных участках локального равновесия. По Д.С. Коржинскому, оно возникает при более медленном изменении параметров, чем устанавливается равновесие. Все же для ландшафта наиболее характерны неравновесные воды. Особенно это относится к гумидным ландшафтам, к почвенным, речным и грунтовым водам лесных и тундровых ландшафтов, в которых живое вещество все время "накачивает" в воды свободную энергию, поддерживая неравновесность. При изучении таких систем необходимо использовать более сложную неравновесную термодинамику, а также химическую кинетику.

 

Интенсивность водной миграции химических элементов

 

О ней нельзя судить только по содержанию элементов в водах. Допустим, что в воде реки содержится 10"2 г/л Si и 5.10"5 Г/Л Zn. Следует ли из этого, что Si более энергичный мигрант, чем Zn? Если судить по содержанию в воде, то Si мигрирует энергичнее, но, с другой стороны, его намного больше в горных породах и почвах, откуда Si поступает в воды. Американский ученый Смит в 1917 г. разработал метод количественной оценки интенсивности водной миграции элементов, сопоставив средний состав речных вод с составом горных пород. Таким путем была установлена последовательность выноса отдельных элементов при выветривании. В дальнейшем Б.Б. Полынов вывел широко известные ряды миграции химических элементов в коре выветривания, которые позволили ученому разработать геохимию коры выветривания и геохимию ландшафтов. Развивая эти идеи, А.И. Перельман для характеристики интенсивности водной миграции элементов предложил коэффициент водной миграции (Кл), равный отношению содержания элемента л в минеральном остатке воды к его содержанию в горных породах или почвах, дренируемых этими водами.

 

Коэффициент водной миграции можно вывести из уравнения интенсивности миграции. Член этого уравнения можно рассматривать как количество элемента л, вынесенное речными или подземными водами в течение года (это величина бесконечно малая по сравнению с "Ь" — всем содержанием элемента л в горных породах бассейна). Время в один год также бесконечно мало (dt) по сравнению с возрастом ландшафта. Поэтому, обозначив среднегодовой расход поверхностного или подземного потока через Q, получаем: где тх — содержание элемента л: в воде в г/л.

Следовательно, в ландшафте коэффициенты водной миграции элементов относятся друг к другу как интенсивности их миграции.

 

Коэффициенты водной миграции определены для многих ландшафтов. Приведем для примера результаты изучения горно-степного ландшафта Тянь-Шаня, сложенного гранитами (табл. 4.2). тх — содержание химических элементов в воде источника, вытекающего из гранитов, а пх — их содержание в гранитах. Сумма минеральных веществ воды источника = 0,228 г/л. Сходные результаты получены и для других ландшафтов Средней Азии, сложенных изверженными породами.

 

Таблица 4.2

Интенсивность выноса химических элементов из коры выветривания гранитов горно-степного ландшафта Тянь-Шаня

Символ Si02 CaO MgO К20 Na20 Р205 SO3 CI F

71,0 1,05 0,70 4,84 4,09 0,06 0,12 0,02 0,02

0,02 0,074 0,016 0,004 0,015 4.10"5 0,028 0,014 7.10"5 Кх 0,1 31 10 0,3 1,6 0,2 102 307 1,5

 

Когда из коры выветривания выносится определенное количество С1, то одновременно выносится эквивалентное количество Na (или другого катиона). Однако на миграционной способности Na его вынос вместе с С1 почти не отражается, так как содержание Na в граните составляет 4,09%, в то время как количество С1 лишь 0,02%. Даже при выносе из коры выветривания всего С1 эквивалентное количество Na будет менее 0,05%, что по отношению к его валовому содержанию составит незначительную величину. Поэтому различия содержаний в породах С1 и S, с одной стороны, Ca,Mg, Na, К, с другой, обусловливают кажущееся пародоксаль- ным положение: несмотря на то, что вместе с С1 и S мигрирует эквивалентное количество катионов, миграционная способность первых в десятки раз больше вторых.

Коэффициент водной миграции можно использовать и для изучения миграции элементов в других частях ландшафта — грунтовых водах, почвах, а также для характеристики миграции за пределами ландшафта, в глубоких горизонтах подземных вод.

 

Так как химический состав вод формируется не только в результате прямого растворения или выщелачивания горных пород и почв, но и за счет разложения растительных остатков, т.е. в ходе бика, то расчет Юс на содержание элемента л: в данной породе или почве не всегда методически оправдан. Вернее определять Юс на кларк элемента в литосфере, в связи с чем рационально использовать два вида коэффициентов: Ю^ — на кларк и Юс2 — на конкретную породу, почву. Хотя в целом величины Юс приближенные, они дают ясное представление об интенсивности миграции к концентрации элементов.

 

Поступление ряда циклических элементов в ландшафт с атмосферными осадками из морей и океанов является источником ошибок при вычислении Кх, CI, S, Na, В, J, Li, Rb, Cs: вычисленные величины Юс больше истинных. Эти ошибки в расчетах особенно велики для приморских районов. Однако поправки на циклические соли не изменяют положение С1 и S в рядах миграции: поправки только изменяют абсолютную величину Кх. Источником Са, Fe, Р, К и других элементов в атмосферных солях являются горные породы суши. Поэтому их содержание в атмосферных осадках не может существенно повлиять на точность определения Ю.

 

Воды часто взаимодействуют со многими горными породами, как, например, крупные реки со сложным геологическим строением бассейна, многие грунтовые воды. В этих случаях методически особенно правильно в качестве величины пх использовать не состав конкретной породы, а кларки земной коры или групп пород (кислых, основных и т.д.).

C.J1. Шварцев, используя тысячи анализов, вычислил среднее содержание элементов в подземных водах зоны гипергенеза. В основном это кислородные грунтовые и трещинно-грунтовые воды, т.е. воды ландшафта. Естественно, в этом случае при расчете Юс в качестве величины пх использовать кларки земной коры. В таблице 4.3 приведены Кх для некоторых распространенных и редких элементов (величина а — средний минеральный остаток вод, по Шварцеву составляет 0,43 г/л). Как видим, несмотря на резко различные содержания в водах CI, Вг и J, они мигрируют с близкой интенсивностью. То же относится к Са, Mg, Na, Zn, Sr и Mo. Таким образом, Кх позволяет сравнивать интенсивность миграции распространенных и редких элементов.

 

Таблица 4.3

Интенсивность миграции элементов в подземных водах зоны гипергенеза

Содержание  Кларки земной         Коэффициент

элементов в водах коры по водной

Ряды Элемент (mx) по         Виноградову, миграции, Кх Шварцеву, г/л (%)

I           С1       4,7.10-2          1,7.10-2          644

Вг        1,83.10-4        2,1.10-4          203

J          1,61.10-5        4.10-5 99

II

Мо      2,06.10-6        1,1.10-4          4,4

            Na       4,55.10-2        2,50     4,2

            Са       4,3.10-2          2,96     3,3

            Mg      1,86.10-2        1,87     2,3

            F          4,5.10-4          6,6.10-2          1,6

            Sr        1,85.10-4        3,4.10-2          1,2

            Zn       3,4.10-5          8,3.10-3          0,94

III        К         4,59.10-3        2,50     0,43

            Си       5,58.10-6        4,7.10-3          0,27

            Р          5,75.10-5        9,3.10-2          0,14

            Ni        3,31.10-6        5,8.10-3          0,13

            Mn      4,94.10-5        0,1       0,11

IV        Сг        2,9.10-6          8,3.10-3          0,08

            Th       4,2.10"7          1,3.10-3          0,07

            V         2,06.10-6        9.10-3 0,05

            Fe        5,47.10-4        4,65     0,02

            Zr        1,30.10-6        1,7.10-2          0,017

            Al        2,79.10-4        8,05     0,008

            Ti        1,07.10-5        0,45     0,005

 

Использование Юс позволило модернизировать ряды водной миграции, составленные Б.Б. Полыновым, дополнить их редкими элементами, выразить результаты в более контрастной форме (табл. 4.4).

 

Таблица 4.4

Ряды миграции элементов в кислородных водах биосферы (по А.И. Перельману)

I.          Очень сильная п.10 — n.100 S, С1, В, Br, J

II.        Сильная         п — п.10        Са, Na, Mg, F, Sr, Zn, U, Mo,

Se, Au

III.       Средняя         0,n — n           Si, К, Mn, P, Ba, Rb, Ni, Cu,

Li, Co, Cs, As, Tl, Ra

IV.       Слабая и очень

            слабая 0,On и менее Al, Fe, Ti, Zr, Th и др.          

 

Для вод с активной циркуляцией Кх характеризует интенсивность миграции элементов, а для застойных вод — интенсивность накопления, так как он представляет собой кларк концентрации элементов (КК) в минеральном остатке вод. Поэтому Кх можно использовать для определения степени концентрации элементов в озерных и болотных водах, глубоких горизонтах подземных вод.

 

Определяя Кх, можно сравнивать интенсивность водной миграции элементов в разных ландшафтах. На правой части 4.4 показаны ряды миграции для сероводородных вод. Здесь многие элементы, мигрирующие в коре выветривания (Си,Zn, Co, Ni, U и т.д.), становятся практически неподвижными. Отсюда следует понятие о контрастности миграции, т.е. о различии поведения элементов в разных частях ландшафта или разных ландшафтах. Одни элементы обладают высокой контрастностью (Zn, U), другие — низкой. Малоконтрастные элементы везде или энергично (S, С1), или очень слабо (Zr, Th и т.д.) мигрируют. Мерой контрастности служит отношение КЛ разных процессов.

 

Ионный сток

 

Важным геохимическим параметром ландшафта служит показатель ионного стока Ри — годовой ионный сток с 1 км2 площади бассейна реки, измеряемой в т/км2:

где Ru — ионный сток в т/год (Rn — тх . Q; тх — концентрация данного иона в речной воде, Q — водный сток в тоннах), F — площадь бассейна. Величина Ru резко колеблется для небольших рек. Так, в верховьях Камы (таежная зона) среднегодовой химический сток с 1 км2 колеблется от первых десятков до первых сотен тонн в год (в районах распространения соленосных пород). Это показывает, что показатель ионного стока не столько характеризует отдельные зоны, сколько ландшафты, т.е. является константой ландшафта. Ионный сток можно рассчитывать для отдельных химических элементов, для различных сезонов года. Ионный сток и показатель ионного стока конкретных элементов характеризует интенсивность их миграции, они связаны с коэффициентом водной миграции Кл и интенсивностью водной миграции

Если в качестве характеристики интенсивности водной миграции выбрать приведенный показатель ионного стока — 1Х, равный отношению Ри к кларку литосферы или содержанию элемента в горных породах бассейна реки , то получим следующее выражение: .

Следовательно, приведенный показатель ионного стока прямо пропорционален интенсивности водной миграции элементов, выраженной через Рл или Кл. Это позволяет использовать в геохимии ландшафта обширные сведения об ионном стоке, накопленные гидрологами (табл. 4.5).

 

Характеристика ионного стока

Таблица 4.5

Характеристика        Ионы 

стока                         

            Ca2+   Mg2+ Na+ + K+ SO42-         С1-

                        p.Онега (таежная зона)       

Ru       392      156 86,2 427   61,9

Pu        9,47     3,77 2,08 10,3 1,50

Ix         3,2       2,0 0,4 —        88

                        p.Южный Буг (степная зон а)

Ru       187      51,7 70,8 56,4 31,8

Pu        4,04     1,12 1,52 1,22 0,69

Ix         1,3       0,6 0,3 —        40

 

Как видим, Ри у С1 для обеих рек меньше, чем у Са и Mg. Однако если мы учтем низкое содержание С1 в литосфере (кларк 0,017%), то станет понятной более интенсивная водная миграция этого элемента: Iq — 88 и 40 в десятки раз больше

1Са — 3,2; 1,3 и IMg — 2,0; 0,6.

 

Сток растворенных веществ

 

Этот геохимический параметр кроме ионного стока включает и неионную составляющую, как, например, растворенное органическое вещество (РОВ), неорганические молекулы. Источником стока растворенных веществ служат как горные породы, так и атмосферные осадки, разложение органических веществ. В последние годы все большую роль приобретает техноге- нез — минеральные удобрения, промышленные отходы и т.д.

 

Сток растворенных веществ складывается из денудационной и неденудационной части. Первая обуславливает химическую денудацию и выражается в т/км2 в год. По В.И. Мозжерину и А.Н. Шарифуллину, на востоке Русской равнины химическая денудация колеблется от единиц до ста т/км2. На составленной ими карте химической денудации гумидных равнин России в тундре, тайге и лесостепи Западносибирской низменности химическая денудация не превышает 5 т/км2 в год, а на равнинах, сложенных карбонатными породами (карст!), — более 50. Средняя химическая денудация на гумидных равнинах умеренного пояса России 19,9 т/км2 в год (для гумидных и семигумидных равнин Земли — 12 т/км2 год). В общем стоке растворенных веществ гумидных равнин около половины составляет денудационная часть. Она зависит от геологического строения, климата и рельефа, т.е. это функция природного ландшафта.

 

 

 

К содержанию книги: А.И. Перельман, Н.С. Касимов - Геохимия ландшафтов

 

 

Последние добавления:

 

Жизнь в почве

 

Шаубергер Виктор – Энергия воды

 

Агрохимик и биохимик Д.Н. Прянишников

 

 Костычев. ПОЧВОВЕДЕНИЕ

 

Полынов. КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ

 

Тюрюканов. Биогеоценология. Биосфера. Почвы