книги из ГПНТБ / Якушевская, И. В. Микроэлементы в природных ландшафтах учеб. пособие
.pdfВ процессах эпигенетического минералообразования прини мают участие и микроэлементы как в виде примесей, так и самостоятельных минералов (Мп). Участие микроэлементов в схеме последовательности выпадения осадков (рис. 2) дает ориентировочное представление о приуроченности микроэле ментов к определенным группам минералов: минералам оки сей железа, марганца, кремния, аллофанов, карбонатов и т. д.
В конечном итоге микроэлементный состав материнских пород определяется: дифференциацией твердых и растворен ных продуктов выветривания.
Чем больше накапливается в процессе выветривания гли нистых минералов, чем большее участие принимают органи ческие вещества и чем богаче породы основаниями, тем боль ше в них «ларк микроэлементов.
Среди материнских пород Европейской части СССР наи большее разнообразие микроэлементов и высокие кларки ха рактерны для лёссов, лёссовидных суглинков и озерно-ледни- ковых тяжелых глин и суглинков. Ледниковые отложения днепровского времени по сравнению с «валдайскими» обога щены V, Си, РЬ. Все материнские породы Приуральской про винции содержат повышенные кларки Ti, V, Си, Ni, Со, РЬ, Сг. Морские породы отличаются повышенным уровнем под вижных микроэлементов: бора, йода, стронция. Наиболее бед ны микроэлементами песчаные флювиоглациальные отложения: древнеозерные и древнеаллювиальные пески (таблица 5). Примесь органического вещества значительно повышает кларк микроэлементов и особенно большое количество микроэлемен-
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 5 |
||
|
|
|
Среднее |
содержание |
микроэлементов |
|
|
|
|
|||||
|
|
|
в почвообразующих породах в мг/кг |
|
|
|
|
|||||||
|
Породы |
|
|
в |
V |
Сг |
Мп |
Со |
Ni |
Си |
Zn |
Mo |
J |
|
Лёссы |
и |
лёссовидные |
50 |
170 |
95 |
500 |
15 |
30 |
25 |
70 |
|
1.1 |
||
карбонатные |
суглинки |
15 |
||||||||||||
Морские |
глины |
|
|
130 |
140 |
86 |
4000 и |
10 |
58 |
23 |
70 |
5,0 |
||
Озерно-ледниковые |
гли |
|
|
|
более |
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
ны и тяжелые суглин |
30 |
180 |
140 |
800 |
10 |
40 |
25 |
54 |
|
1,0 |
||||
ки |
|
суглинки |
|
|
||||||||||
Покровные |
|
25 |
90 |
75 |
800 |
10 |
28 |
23 |
49 |
|
0,9 |
|||
Суглинистая |
морена |
|
22 |
80 |
65 |
600 |
9 |
22 |
20 |
47 |
|
0,9 |
||
Супесчаная |
и |
песчаная |
20 |
30 |
40 |
350 |
6 |
15 |
12 |
28 |
0,86 |
0,1 |
||
морена |
|
|
|
и |
||||||||||
Флювиогляциальные |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
древнеаллювиальные |
10 |
20 |
36 |
200 |
2 |
5 |
5 |
10 |
0,8 |
0,1 |
||||
лески |
|
породы |
|
|||||||||||
Шувгитовые |
|
55 |
500 |
20 |
1660 |
30 |
500 |
260 |
129 |
1,9 |
|
20-
тов наблюдается на продуктах выветривания органогенных пород (битуминозных сланцев, шунгитов и т. д. ) .
Для Со, Си, Zn, Ni можно составить следующий ряд мате ринских пород по убывающему содержанию в них названных микроэлементов:
лёссы и лёссовидные суглинки>озерно-ледниковые глины и тяжелые суглинки>покровные суглинки>суглинистая морена>супесчаная и песчаная морена>флювиогляциальные и прочие пески.
Больше всего Мп в породах морского происхождения, да лее следуют озерно-ледниковые глины, лёссы и т. д. Для бора и молибдена ряд изменяется следующим образом: морские от- ложения>лёссы>озерно-ледниковые и далее также. Для ти тана и циркона характерна приуроченность их к песчаным отложениям.
Э Л Е М Е Н Т Ы ЭНЕРГЕТИКИ Г И П Е Р Г Е Н Н Ы Х ПРОЦЕССОВ
Сложные процессы превращения веществ, протекающие в гипергенных условиях, сопровождаются изменением энергии, как выделением, так и поглощением ее. К наиболее важным зндоэнергетическим реакциям, идущим с поглощением тепла, могут быть отнесены процессы фотосинтеза, гумусообразования, испарения воды, растворения, десорбции, разрушения мит нералов, синтеза вторичных минералов.
Экзоэнергетические реакции (идущие с выделением теп ла) включают процессы разрушения органического вещества, конденсацию паров воды, кристаллизацию веществ из раство ров, сорбцию.
Следует оговориться, что процессы растворения не всегда протекают с поглощением энергии. Для ряда соединений об мечается положительный тепловой эффект, т. е. происходит выделение тепла. Тепловой эффект растворения будет опреде ляться разностью' энергии, затрачиваемой на разрыв частиц вещества, и энергией, выделяемой при взаимодействии воды с растворенным веществом. В зависимости от соотношения этих величин тепловой эффект при растворении может быть по ложительным или отрицательным. Чаще преобладает отрица тельный (растворение сопровождается поглощением тепла). То же самое справедливо и для процесса кристаллизации ве щества из раствора.
В ландшафтах (поверхностных частях зоны гипергенеза) преобладают эндоэнергетические реакции, в результате кото рых происходит своеобразная «зарядка» биогеохимических аккумуляторов, Перевод вещества на более высокий энергети ческий уровень. Особенно богато энергией создаваемое орга ническое вещество и продукты его трансформации. Минераль-
21
ные компоненты в составе живого вещества или прошедшие через него приобретают также повышенную «активность», по вышенную реакционную способность. Например, активность железа в составе органического вещества-фермента-каталазы повышается по сравнению с минеральными формами в 1010 раз, т. е. 1 мг железа в составе органо-минерального комплек са заменяет по своему действию 10 т неорганического железа {Троицкий Е. П., 1952). Можно полагать, что и минеральные элементы, освободившиеся после разложения органического вещества, сохраняют некоторый повышенный «потенциал».
Основным источником энергии всех геохимических процес сов в зоне выветривания является солнечное излучение, состав ляющее 2,5 • 1020 ккал в год, или 168 ккал/см2 в год.
В результате поглощения энергии атмосферой, эффектив ного излучения Земли, теплового лучеиспускания средняя ве личина радиационного баланса для всей поверхности суши уменьшается до 49 ккал/см2 . Из этого количества энергии лишь от 0,5 до 5% используется на создание органического ве щества, гумусообразование и минералообразование, большая часть расходуется на испарение влаги. Но несмотря на это, в
процессе |
фотосинтеза |
ежегодно |
аккумулируется |
энергии |
|||
(4,5 • 1017 |
ккал) больше, |
чем вырабатывается человечеством в |
|||||
современном обществе (5- 101S ккал в год). |
|
|
|||||
Кроме солнечного излучения, поступление энергии возмож |
|||||||
но за |
счет радиоактивного |
распада |
(4,3 • 101 7 |
ккал, или |
|||
1,3 • 1010 |
ккал/сек) и в результате |
теплового эффекта |
гравита |
||||
ционной |
дифференциации |
вещества |
мантии |
|
(порядка |
||
101 7 ккал/год). |
|
|
|
|
|
|
|
Тепло, выделяемое при радиоактивном |
распаде |
и гравита |
ционной дифференциации вещества, расходуется главным об разом в более глубоких частях литосферы. Но тем не менее энергия радиоактивного излучения должна обязательно учи тываться в общем балансе энергетических ресурсов гиперген ной зоны. Тем более, что значительная величина радиоактив ного излучения приурочена к гранитной оболочке земной ко ры, граничащей с корами выветривания.
В результате постоянного притока энергии происходит на копление ее в составе живого вещества, в гумусовой оболоч ке, в составе каустобиолитов й осадочных толщах пород (таб лица 6).
Количество энергии в этих биогеохимических аккумулято рах достигает колоссальных величин, способных при освобож дении к преобразованиям геологических масштабов.
Наибольшее количество энергии сосредоточивается в соста ве осадочных пород. Приведенные данные вычислены на осно вании содержания в осадочных толщах органического углеро да; если учитывать энергию, накапливающуюся за счет гипер-
22.
|
|
|
|
Т а б л и ц а 6 |
|
Количество |
энергии, аккумулированной |
||||
в отдельных |
компонентах зоны гипергенеза |
||||
Компоненты |
|
Количество энергии |
|||
|
в 10'8 ккал |
||||
Живое вещество |
планеты: • |
18 |
|
||
автотрофные |
организмы |
|
|||
гетеротрофные |
» |
0,0015 |
|||
Гумусовая |
оболочка |
|
12 |
|
|
Каустобиолиты |
|
|
50 |
|
|
Осадочные |
породы |
|
15000 |
|
|
(органическая часть) |
|
|
|
||
|
Сумма |
|
15080 • 1018 |
ккал |
|
|
|
|
|
1,5 • 1022 |
ккал |
генного минералообразования (раздробление и разрушение ве ществ), то количество ее возрастет.
Б. Б. Полынов (1934) подчеркивал, что «...разрушение и "раздробление массивных горных пород есть процесс перехода материи в более активное состояние. При этом процессе ме няется форма материи и энергии. И такой трансформации под вергается как поглощаемая горными породами космическая и, •в особенности солнечная, энергия, так и внутренняя энергия частичных сил, присущая твердому состоянию материи и как бы освобождаемая при его раздроблении».
Все процессы выветривания протекают с поглощением энер гии: энергии механической (ветра и воды), энергии биохими ческой, необходимой для растворения, гидратации, окисления, в общем для полного или частичного разрушения минералов торных пород; энергии, расходуемой на перенос и переотло жение продуктов выветривания.
Например, для разрушения полевых шпатов необходимо •45, 75 ккал/моль силлиманита — 40, 21 ккал/моль.
«Захватывая энергию Солнца, живое вещество создает хи мические соединения, при распадании которых эта энергия -освобождается в .форме, могущей производить химическую ра боту. Благодаря этому живое вещество представляет с хими ческой точки зрения активную форму материи, химическая энергия которой может быть превращена в другие • формы энергии — механическую, тепловую и т. д. Минералы, • хими ческие молекулы, образующиеся при участии живого вещест- ,ва, тоже являются носителями той же энергии, начало кото рой лежит в лучистой энергии Солнца. Но эта энергия в мине- -ралах находится в потенциальном состоянии. В организмах, в •живом веществе энергия в значительной мере свободная, про изводящая работу. Живое вещество — есть форма активизиро-
.23
ванной материи, и эта энергия тем больше, чем больше масса живого вещества» (В. И. Вернадский, 1940).
Гипотеза геохимических аккумуляторов наиболее полно разработана в трудах В. И. Лебедева и Н. В. Белова. Они при дают большое значение различию в структуре силикатов, об разующихся в гипергенных условиях и в магматической обо лочке.
В магматических полевых шпатах А1 входит в состав кис лородных тетраэдров с межатомным расстоянием 1,6—1,75 А°, в ряде гипергенных глинистых минералов А1 окружен шестью атомами кислорода с межатомными расстояниями А1 — О в- октаэдрах 1,3—2,0 А°. Эта перестройка структуры с увеличе нием расстояния между А1 — О требует затраты энергии. По добная же перегруппировка характерна и для связей Si — О.
Таким образом, в гипергенных минералах накапливается определенный запас энергии. В дальнейшем возможно погру жение осадочных пород на большие глубины, переплавление гипергенных минералов с изменением их структуры и выде лением при этом аккумулированной солнечной энергии.
Горючие ископаемые, разлагаясь микроорганизмами, осво бождают также заключенную в них энергию, созданную в процессе фотосинтеза. Этот процесс идет при разложении лю бого органического вещества, растворенного в глубинных во дах, рассеянного в корах выветривания, литогенных отложе ниях, в горючих газах. Микроорганизмы способны проникатьна большие глубины, сопровождая органический углерод. На пример, в нефтеносных породах бактерии были обнаружены на глубине 4 км, обнаружены они и в глубинных пластовых водах, и в глубинных морских илах. Масштаб деятельности бактерий может быть проиллюстрирован на примере окисления нефтеносных газов: на площади 1 км2 бактерии окисляют око ло 100 кг углеводородных газов (в пересчете на метан). Если эти данные пересчитать на залежи нефти, образовавшиеся в третичное время, то окислительная деятельность микроорга низмов выразится миллионами тонн газа на 1 км2 (С. И. Куз нецов и др., 1962).
Общее количество органического углерода, фоссилизирующегося в год, составляет, по данным Успенского, 5, 2- 108 т (создается в год в результате фотосинтеза 4, 2 - Ю 1 0 т. «С»).
Большой интерес представляют данные баланса энергии в самых поверхностных частях литосферы — в почвенной обо лочке.
Основная часть солнечной энергии расходуется на испаре ние воды и лишь сравнительно небольшая доля на минераль ные преобразования, гумусообразование и аккумуляцию в со ставе растительных организмов. Количество энергии, акку мулируемой в растительных организмах, составляет в год при мерно 100—400 кал/см2 ; энергия, расходуемая на минераль-
24
ные преобразования — 0,2—15 кал/см2 и на испарение влаги
2000—600 ООО кал/см2 в год. Общие затраты энергии |
на |
поч |
||||
вообразование |
колеблются |
от |
1000 |
кал/см2 в |
год |
до |
70 000 кал/см2 в год. |
|
|
|
|
|
|
Колебания эти носят зональный характер и определяются |
||||||
величиной радиационного баланса |
и коэффициентом увлажне |
|||||
ния (Волобуев, |
1964). |
|
|
|
|
|
Энергетический потенциал |
почвы, |
биохимическая |
актив |
ность, плодородие определяются запасами накопленной энер гии и, главным образом, в составе живых организмов и гумусе.
Представление о количествах энергии, аккумулированной в гумусе и микробном населении почв, дают исследования Алиева С. А. в Азербайджане, согласно которым запасы энер гии в гумусе почв составляют от 0,7 до 3,7 • 109 ккал/га, а ко
личество энергии, связанной с микробной |
массой, исчисляет |
||
ся величинами порядка 12—15- 106 ккал/га. |
|||
Энергия, |
аккумулируемая |
в педосфере, |
является мощным |
источником |
всех процессов, |
протекающих |
в ней, в том числе |
ипроцессов миграции микроэлементов.
ОС Н О В Н Ы Е ЗАКОНОМЕРНОСТИ М И Г Р А Ц И И
МИ К Р О Э Л Е М Е Н Т О В
Миграционная способность, или интенсивность миграции того или иного элемента, определяется подвижностью его со единений, т. е, количеством атомов элемента, способных пере ходить в подвижное состояние (в природные воды или атмос феру) . О ,подвижности элемента можно судить по содержа нию его атомов в воде или по потере атомов данного элемен та корами выветривания или почвами по сравнению с исход ной породой. Наиболее удобен и универсален первый метод. При этом необходимо учитывать не только атомы, перешед шие в подвижное состояние, но и общее количество их в ланд шафтах (породах, почвах). Важно знать, какая часть от об щего числа атомов перешла в подвижное состояние. Без тако го сопоставления суждения об интенсивности миграции полу чить невозможно.
В водах может содержаться одинаковое количество элемен тов, а подвижность их быть различной. Например, содержание урана и железа в водах одного порядка 1 • 10- 4 %, а интенсив ность миграции различна: урана высокая, железа — незначи тельная. Урана вгорных породах мало — 2,5- 10_ 4 %, а часть, перешедшая в раствор — большая. Железа по сравнению с его содержанием в породе (4,56%) растворилось очень мало.
«Интенсивность миграции химического элемента в ланд шафте характеризуется той частью атомов данного элемента, которая в единицу времени перешла в подвижное состояние» (Перельман А. И., 1966).
25
Уравнение интенсивности миграции, исходя из этого поло жения, будет выглядеть следующим образом:
|
р |
_ J _ |
д в х |
где В х — количество |
атомов |
элемента в ландшафте; |
|
ДВХ — количество |
атомов, перешедшее в подвижное состоя |
||
н и е за промежуток времени At; |
|||
Р х — интенсивность миграции. |
|
||
Фактор времени пока не поддается в этих процессах стро |
|||
гому учету. О т н о ш е н и е ^ 1 |
может |
быть определено и служит |
В х
-наглядным показателем миграционной способности элемента. Возвращаясь к нашему примеру, Р х (выраженное в %) для урана будет 40, для железа 0,002, т. е. при одинаковом коли честве железа и урана в воде миграционная способность их резко различна.
Микроэлементы в ландшафте могут передвигаться разными путями, различают водную, биогенную и воздушную формы миграции. Один и тот же элемент может участвовать в раз ных формах миграции, но в то же время для каждого элемен та наиболее характерна, типична какая-либо одна из форм миграции.
а) Водная миграция микроэлементов
Вода связывает в единую систему организмы, почвы, по роды, атмосферу. Обмен веществ в этой сложной многоком понентной системе осуществляется в основном через жидкую фазу: почвенный раствор, грунтовые, поверхностные воды, воды, заключенные в живом веществе. Миграция и перерас пределение микроэлементов между отдельными компонента ми ландшафта происходит главным образом посредством воды.
Интенсивность водной миграции и форма передвижения веществ в воде определяется как внутренними, так и внеш ними факторами. К внутренним факторам миграции относят ся свойства самого элемента, его реакционная способность, характер его соединений. Внешние факторы миграции опре деляются условиями среды: влажностью, температурой, ве личиной окислительно-восстановительного потенциала, реак цией, наличием органических и минеральных соединений.
Внутренние факторы миграции определяются строением атомов элементов, в частности проявляются в величине ионлого потенциала (картль)—отношении валентности или заря
да иона к его радиусу |
Представление о роли ионного |
потенциала в геохимических процессах разработано в трудах
26
Картлежда, Капустинского, Ходакова, Гольдшмидта, Ферсма на. Установлена определенная связь между величиной ионно го потенциала и энергией иона, основанностыо элемента, рас творимостью его соединений, стойкостью и способностью эле мента к концентрированию или рассеянию.
Ферсманом введено понятие энергетических констант ионов (ЭК), определяемых в основном величинами валентности и ра
диуса ионов |
И м |
высказано положение о том, что энер |
гия кристаллической |
решетки минералов в основном слагается |
из суммы «ЭКов», входящих в ее состав ионов. Ферсманом вычислены также энергетические коэффициенты ионов на еди ницу валентности «V3K», представляющие половину величины ионного потенциала Картлежда ( • — ) . V 3 K — характеризует
собой энергетическую величину единицы валентности данного иона — это потенциал отдельного иона с зарядом W на рас стоянии 2R. Ферсман писал: «Я определяю V3K, как энергию •единицы валентности иона в кристалле, а величину ЭК, как энергию всего иона» (Ферсман А. Е., 1937). Этими энергетиче скими показателями определяется термическая, механическая (твердость), химическая устойчивость решеток минералов, увеличивающаяся по мере роста энергии решетки.
Гольдшмидт (1938) использовал величины ионных потен^ циалов для объяснения поведения элементов в процессах вы ветривания, переноса и переотложения продуктов выветрива ния. Он обратил особое внимание на связь между раствори мостью, формами миграции элементов и величинами ионных потенциалов. Это положение было разработано и дополнено Ходаковым и Ферсманом для объяснения основности элемен тов, Щербина для трактовки способности элементов к комплексообразованию и миграции их в зоне гипергенеза в фор
ме |
комплексных |
соедине |
|
|
|
|
|
|
||||||
ний |
(рис. 3). |
|
|
|
|
Комплексных |
ионов |
|
||||||
|
Возвращаясь |
к работе |
-•не |
|
образуют |
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
Гольдшмидта, |
необходимо |
|
|
|
|
|
|
|||||||
отметить |
его |
классифика |
|
|
|
|
|
|
||||||
цию |
свойств |
элементов в |
|
|
|
|
|
Яразиют |
||||||
зависимости |
от |
величины |
|
|
|
|
|
|||||||
ионного |
потенциала |
(мы |
|
|
|
|
|
анионы ш- |
||||||
|
|
|
|
|
imuxucmm |
|||||||||
выделяем |
из |
общего |
пе |
|
|
|
|
|
т анион1 • |
|||||
речня |
элементов |
только |
|
|
|
|
|
Т.Щ |
||||||
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
|
|||||||||
микроэлементы). |
|
|
|
|
||||||||||
|
с низ |
|
Валентность |
|
|
|||||||||
Микроэлементы |
|
|
Рис. |
3. |
|
|||||||||
ким ионным |
потенциалом |
|
|
|
||||||||||
<1,4 |
Li, Rb, Cs |
относятся |
Положение |
элементов, |
образующих |
|||||||||
к |
сильным |
основаниям, |
сложные |
комплексы, |
на |
диаграмме |
||||||||
ионных |
потенциалов |
(по Щербине, |
||||||||||||
мигрируют в форме катио- |
||||||||||||||
|
|
1956) |
|
|
от
нов в виде истинных растворов. Все соединения хорошо рас творимы.
Элементы |
с ионным потенциалом до 3 (Mn, Fe, Со, N i r |
Си, Z n ) 2 + , Sr, |
Ва передвигаются в катионной форме в виде ис |
тинных растворов, образуют различные по силе основания, вы падающие в осадок при подщелачивании. Эти микроэлементы осаждаются также сульфатами (Sr), карбонатами (Mn, Fe,. Со, Ni, Си, Zn, Sr, Ва), выпадают в виде основных солей (Си).
Возможна миграция в коллоидном состоянии, в виде меха нических взвесей и комплексных соединений.
Микроэлементы с ионным потенциалом от 3 до 7 (Be, V,
Cr, Mn, |
Fe), T i 4 |
+ образуют амфотерные окислы, обладают |
поэтому |
высокой |
чувствительностью к реакции среды, легко |
выпадают при изменении последней в осадок. Мигрируют в основном виде комплексных соединений, в коллоидальном со стоянии и с механическими взвесями.
Микроэлементы с ионным потенциалом больше 7 ( В 3 + , |
V5 +, |
|||||
Cr6 + , |
A s 5 + , М о 4 + ) |
мигрируют в форме анионов в виде истин |
||||
ных |
растворов, осаждаются |
многими |
катионами. Например, |
|||
анионы хрома — свинцом и кальцием; |
мышьяка — железом, |
|||||
медью, свинцом; |
бора — кальцием и магнием; |
молибдена — |
||||
свинцом, медью, |
железом; |
ванадия — медью, |
никелем, |
цин |
ком, свинцом. Подвижность соединений увеличивается в ще лочной среде.
Ходаков Ю. В. (1934) считал величину ионного потенциала своеобразным индикатором на основность элемента. Он пи сал: «Чем больше потенциал металлического иона, тем силь нее поляризованы молекулы воды, тем более облегчено от щепление электронов, тем сильнее гидролиз, тем меньше ос новность рассматриваемого металла».
На основании теории ЭКов Ферсманом разработаны кри терии, характеризующие способность элемента к концентра ции или рассеянию. Явления рассеяния характерны для эле
ментов с низкими ЭКами и |
УЭКами, причем главным образом |
с ЭКами нечетными (J, Br, |
Cs, Ва, Rb), а также с очень боль |
шими ЭКами, но дающими или комплексные анионы с кисло родом с малыми ЭКами (ReO_ J), или образующие энергетиче ски прочные, но замкнутые молекулы, способные давать лету чие соединения (SiF4 , С Н 4 ) .
Способностью к концентрированию обладают элементы четные, со средними и частично высокими ЭКами. (Элементы с очень высокими ЭКами отпадают.) «Поле устойчивых эле ментов максимальной концентрации ограничивается валент
ностями 2, 3, |
4. |
|
|
W = 2 |
Fe, Со, Ni . Mn; |
i |
|
W = 3 |
V, Cr, |
Fe; |
I |
W = 4 |
Ti, Zr, |
Th, Hf». |
|
|
|
(Ферсман A. E., |
1937) |
28
В н е ш н и е ф а к т о р ы м и г р а ц и и
Миграционная способность соединений увеличивается с увеличением объема циркулирующих вод. В этой связи поте ри микроэлементов почвами особенно велики в зоне влаж ных тропиков, субтропиков и в таежной зоне. Как правило, растворимость соединений растет также с увеличением темпе ратуры и уменьшением концентрации растворенных веществ, следовательно, растворимость особенно велика при обилии воды и тепла.
При трактовке вопроса о величине подвижности или вы носа микроэлементов следует принимать во внимание не аб солютное содержание микроэлементов в воде, а относительное, т. е., какая доля того или иного элемента перешла из пород и почв в воду. Об этом уже упоминалось при рассмотрении интенсивности миграции элементов. Низкий кларк микроэле ментов в воде может свидетельствовать не о малой подвиж ности его, а о низком содержании в литосфере. Это справед ливо, например, для лития, урана, цезия, рубидия.
Химическое и геохимическое понятие о растворимости не одинаково. Низкая растворимость в аналитической химии мо жет означать высокую в геохимии. Например, очень низкое
содержание молибдена |
в воде, около |
1 • Ю - |
4 г/л, |
свидетель |
|||
ствует, однако, не о плохой |
растворимости |
его, а |
наоборот, |
||||
о высокой, поскольку |
кларк |
молибдена в |
горных |
породах |
|||
(2-10~4 %) одного порядка с содержанием его в водах. |
|
||||||
Влияние реакции среды на подвижность микроэлементов |
|||||||
частично уже рассматривалось выше. В самой, общей |
форме |
||||||
можно отметить, что такие элементы, как Mn, Fe, |
Со, Ni, Си, |
||||||
2n, Sr, Ва, более подвижны |
в кислой |
среде; |
V 5 + , |
Cr6 +, |
A s 5 + , |
||
М о 4 + лабильны в щелочных |
условиях. |
L i , F, Br, |
Rb, |
J, Cs |
|||
практически одинаково подвижны в широком диапазоне |
рН. |
На растворимость соединений микроэлементов большое влияние оказывает концентрация их в растворе. При очень малой концентрации микроэлементы не выпадают в осадок при соответствующих изменениях реакции или при прибавле нии осадителей.
Величины рН, приводимые обычно в таблицах (таблица 7), при которых должно происходить осаждение элементов в виде окислов, не могут быть поэтому механически перенесены в в природную обстановку.
В, природе растворимость большинства соединений микро элементов выше, чем в лабораторных условиях. Микроэлемен ты в природных водах способны передвигаться в обстановке, при которой они должны были быть.в осадке согласно их хи мическим свойствам.
О к и с л и т е л ь н о-в о с с т а н о в и т е л ь н ы е у с л о в и я оказывают очень существенное влияние на подвижность мик-
29