Основні хімічні елементи земної кори й людського організму

Лекції з геохімії

Lection1 Предмет і завдання геохіміі.doc (1 стор.)
Lection2 Будова атома, квантова теорія.doc (1 стор.)
Lection3 Електронна структура атомів і періодична система елементов.doc (1 стор.)
Lection4 Атомні ядра і їх свойства.doc (1 стор.)
Lection5 Хімічний склад земної кори.doc (1 стор.)
Lection6 Ізоморфізм, геохімія мінералов.doc (1 стор.)
Lection7 космохімія і геохімія.doc (1 стор.)
Lection8 Хімічний склад глибинних оболонок Землі. Хімічний склад небесних тел.doc (1 стор.)
Оригінал

Лекції з геохімії елементів
Лекції з геохімії
Контрольна робота з геохімії
Реферат — Геохімія техногенезу по А.Є. Ферсману

Лекція 5-2009 Геохімія

Хімічний склад земної кори

1.РАДІОАКТІВНОСТЬ ЗЕМЛІ І ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС

Радіоактивні ядра атомів нашої планети можуть бути поділені на первинні та вторинні. До первинних належать ті, які були отримані Землею в період її утворення в спадок від більш давніх космічних систем, в яких відбувався ядерний синтез. До вторинних радіоізотопах відносяться ізотопи, що виникають в сучасних умовах в результаті взаємодії космічних променів з атомами переважно атмосферних газів Землі-

Якщо ми порівняємо кількість найбільш поширеного 10Ве — 430 т із загальною масою Землі — 5,974.1021 т, то стане цілком очевидно, наскільки мізерну масу речовини Землі складають вторинні радіоізотопи. Розподіл найбільш поширених на Землі первинних природних радіоактивних ізотопів U, Th і К в гірських породах нерівномірно. Найбільшим вмістом U, Th, К відрізняються кислі породи — гранітоїди. Найменша їх концентрація виявлена в глибинних ультраосновних породах. Загалом, дані визначень показують, що радіоелементи зосереджені переважно в алюмосилікатної корі, значно нижче їх концентрація в мантії і абсолютно незначна концентрація в ядрі. Якби у всьому обсязі Землі концентрація радіоелементів була б такою, як в корі, то Земля мала б високу температуру і велика частина її знаходилася б в розплавленому стані. тепловий стан нашої планети вказує, що радіоактивність зосереджена переважно в периферичних частинах її і у напрямку до центру швидко убуває.

Витрата тепла здійснюється тепловим потоком, що йде з глибин планети до її поверхні, а також такими активними процесами, як вулканізм, гідротермальних діяльність, тектонічні рухи. На думку геофізиків, Земля втрачає своє тепло переважно шляхом провідності. Тепловий потік dQ розраховують за формулою

dQ = K .dt / ds.

Середнє значення k для гірських порід одно 0,025 Дж / см. с, dt / ds;-геотермічний градієнт в межах 10 — 40 0 С / км. Грунтуючись на сотнях вимірювань теплових потоків в різних точках земної кулі, включаючи дно океанів, підрахували, що Земля щороку втрачає 7,95.10 20 Дж. Якщо ми звернемося до даних табл. 37.то побачимо, що радіоактивна генерація тепла 9,6 — 44,5.10 20 Дж на рік має той же порядок і в загальному дещо перевищує втрату навіть для моделей з мінімальною концентрацією радіоактивних речовин (наприклад, модель Г. Юри). Отже, радіоактивність відіграє провідну роль у сучасному тепловому балансі нашої планети. Слід, однак, додати, що в далекому минулому радіоактивність Землі була більш високою, ніж зараз. Це, природно, випливає з самого експоненціального закону радіоактивного распадатех елементів, які знаходяться ссейчас в земних надрах, плюс ті які вже розпалися в початкові стадії розвитку Земля получа ла в 4-5 разів більше радіогенного тепла, ніж в сучасну епоху від розпаду 235і, основними джерелами радіогенного тепла Землі були ізотопи 4ОК і 235і, в сучасну епоху головна роль належить 232Th і 238 U. Ми має дані (частково розглянуті вище) про присутність в той далекий час у тілах сонячної системи деяких відносно нетривких радіоактивних ізотопів з періодами напіврозпаду 10 6 — 10 8 років, що виникли в епоху ядерного синтезу важких елементів. У стародавніх метеоритах, як уже зазначалося, виявлені сліди розпаду 244 Рu і 1291 за ізотопним складом ксенону і по треках осколкового ділення 244 Рu.

2 Хімічний склад земної кори

Хімічні елементи в земній корі знаходяться в різних формах: частиною у вигляді вільних атомів або іонів, Але в основній масі вони пов’язані між собою, утворюючи ті чи інші фізичні тіла. Так як властивості елементів періодично повторюються, то існують цілі групи елементів які в цих тілах зустрічаються разом. Виникають родинні сімейства елементів — парагенезіси або асоціації, які в структурних зв’язках можуть грати одну і ту ж роль. Але виникають сімейства елементів і з протилежними властивостями, які завдяки цьому і утворюють ті чи інші структури .. Сідерофільние елементи, споріднені залозу, утворюють між собою тверді розчини в рудах і суміші в сплавах, зустрічаються разом в метеоритах, літофільние, зв’язуючись з киснем, якого багато в земній корі, утворюють камінь — гірські породи, халькофільних менше і вони утворюють скупчення сульфідів — кольорові руди, атмофільние — газову атмосферу, біофільние формують тканини живих організмів, галогени — утворюють соляні родовища і т. д. Однак, завдяки здатності до різних типів хімічної і фізичної зв’язку, деякі елементи можуть належати і різним родинам. Слід зазначити, що серед елементів ми зустрічаємо не тільки типових представників геохімічних груп по В. Гольдшмідт із ясно і однозначно вираженими геохімічними властивостями, але також і такі елементи, які поєднують у собі властивості сідерофільних і халькофільних, халькофільних і літофільних, тобто знаходяться в проміжному положенні, що відбиває відсутність різких кордонів в природі. Наприклад, залізо володіє літофільнимі, халькофільних і сідерофільние властивостями. У середовищі, багатою киснем і кремнієм, залізо поводиться як літофільних елементів, утворюючи оксиди і гідроксиди, силікатні мінерали. У середовищі, де замість кисню присутній сірка, дає пірит, пірротін. Олово в природі зустрічається головним чином у формі оксиду — каситериту, але по ряду інших властивостей воно відноситься до халькофільних елементів і утворює сульфіди,

Спостережувана частина земної кори в межах континентів за своїм складом наближається до граніту, тому ми можемо говорити про гранumo-осадочно-метаморфuческом шарі земної кори як найбільш вивченому. біля основи розділу Мохоровичича склад земної кори змінюється і гранітний матеріал за сейсмічними даними замінюється більш щільним матеріалом.

Земна кора складається з двох основних шарів: гранітного (гранітно-метаморфічного) і підстильного його базальтового шару. На дні океанів, за винятком крайових частин, прилеглих до материкам, гранітний шар повністю відсутній, і земна кора складається тільки з одного базальтового шару. рис. 31

Останні геофізичні дані показують, що істотні відмінності материкових і океанічних областей простягаються не тільки до сейсмічної границі Мохоровичича (максимум 80 км) але і сягають глибин порядку кількох сотень кілометрів.

Очевидно, що щільність гірських порід дна океанічних басейнів в середньому перевершує щільність континентальних порід .. Вимірювання гравітаційного поля на великих висотах за допомогою штучних супутників Землі показали, що в загальному сила тяжіння над материками така ж, як над океанами. Звідси випливає, що маса, яка припадає на одиницю площі під поверхнею океану, така ж, як і під поверхнею суші, незважаючи на велику різницю в щільності в межах земної кори. Тому тільки відмінність густин глибоко зануреного матеріалу може компенсувати спостережуване відмінність в щільності поблизу поверхні.

Геотермічні вимірювання показали, що в середньому поверхневі потоки тепла в континентальних областях дорівнюють тепловим потокам через океанічне дно. Однак потужна континентальна кора містить більше радіоактивних елементів, ніж тонка базальтова океанічна кора. Таким чином, дані гравіметрії, теплових потоків і сейсмології вказують цілком виразно, що континентальні структури простягаються до глибин порядку 500 — 800 км.

Рівність теплових потоків суші і океанічного дна призводить до дуже важливим геофізичним і геохімічним наслідків: континентальна кора сформувалася внаслідок диференціації матеріалу мантії у вертикальному напрямку, великий горизонтальний перенос речовини грав невелику роль. У той же час локалізація материкових мас в одній з півкуль планети свідчить про те, що сам процес диференціації мантії мав односторонню спрямованість у просторі. Слід вважати, що асиметричний лик Землі в загальному визначився глибинними процесами, які мали місце на самих ранніх етапах історії планети.

Про поширеність елементів дають уявлення статистичні середні дані — кларки, названі так на честь американського геолога Кларка, який першим почав займатися цим питанням. Можна вважати кларки в масових, об’ємних, атомних відсотках від загального вмісту елементів в тих чи інших природних утвореннях. Атомні кларки, вперше підраховані для земної кори А. Е. Ферсманом, висловлюють процентні кількості числа атомів елементів. Об’ємні кларки показують, який обсяг у відсотках займає даний елемент. Вони вперше були підраховані В. М. Гольдшмідт. В основу підрахунків були покладені розміри іонних радіусів найважливіших породоутворюючих елементів. В результаті багаторічної роботи різних дослідників у даний час зібрано величезний аналітичний матеріал, що характеризує склад земної кори.

Головні закономірності середньої поширеності елементів у земній корі зводяться до наступного:

. 1. Поширеність хімічних елементів у земній корі характеризується великими контрастами, причому якщо порівняти кларки найбільш і найменш поширених елементів, не рахуючи елементів радіоактивних, то побачимо, що коливання в поширенні досягають 10 10.

2. Переважають в земній корі небагато елементи. Усього вісім елементів є головними будівельниками літосфери: О, Si, Аl, Fe, Са, Na, К, Mg.

3. Ведучий хімічний елемент земної кори — кисень, що становить мало не половину її маси. Масовий кларк кисню оцінюється в межах 46,4 — 49%. Його атомний кларк по А. Ферсману — 53,3%, а об’ємний кларк по В. Гольдшмідт — 92%. Ці цифри є відображенням великих розмірів іона кисню 0 2.

4. Порівняння поширеності елементів у земній корі з їх положенням у періодичній системі показує, що із збільшенням порядкового номера Z поширеність елемента нерівномірно убуває. Переважне значення в земній корі мають елементи легені з низькими атомними вагами і невеликими порядковими номерами. Ця особливість складу кори була відзначена ще Д. І. Менделєєвим, який вказав на велику відносну поширеність елементів початкових періодів своєї таблиці. Найбільш поширені елементи в загальному обмежуються Z = 28, більш важкі елементи становлять мізерну частину земної кори.

5. Серед елементів земної кори можна виділити ті, які виявляють особливі контрасти поширення. Слідуючи А. Е. Ферсману, їх можна розділити на надлишкові — дають піки вгору на полулогарифмической кривої Кларків, і елементи недостатні, що дають піки вниз. До надлишковим можна віднести О, Si, Аl, К, Са, Fe, Sr, Zr, Sn, Ва, РЬ, до недостатнім — інертні гази Не, Ne, Аг, Кг, Хе, потім і, Ве, В, Sc, Ge, Se, Ra, Rh, Pd, Ті, Re, 05, Ir, Pt, Аі.

6. У поширенні елементів земної кори чітко виступає значення парності як за величиною порядкового номера Z, таки за значенням масового числа А провідного ізотопу. Як відомо, ця залежність була сформульована як правило Гаркінса — Оддо: парний елемент в періодичній системі більш поширений, ніж сусідній непарний. Проте ця залежність серед елементів земної кори виражена менш різко, ніж у метеоритному матеріалі.

7. Серед надлишкових елементів земної кори особливо переважають ті, домінуючий ізотоп яких побудований за типом 4n, наприклад: 16 0, 24 Mg, 28 Si, 4О Са, 56 Fe, 88 Sr 90 2r, 12 0Sn, 138 Ва, 208 Pb. Більшість з цих ізотопів є магічними. Поза значення магічних чисел залишаються тільки 24Mg, 28Si, 56Fe.

ПО оцінкою А. Ферсмана, ізотопи типу ^ 4п складають 86,30% маси земн.ой кори, 12,7% ваги кори становлять ізотопи типу 4п ‘+ 3 і лише 1% припадає на ізотопи 4п + 1 і 4п + 2.

Неважко помітити, що в багатьох випадках закономірності поширення елементів у земній корі в загальному повторюють закономірності, встановлені для космічного речовини нашої Галактики. Однак є й деякі чітко виражені відмінності. Так, у порівнянні з кам’яними метеоритами, найбільш близькими за складом до Землі тілами (зокрема, евкріти), в земній корі відносно більше О, Si, Аl, Na, К і менше S, Fe, Ni, Сr, Mg. У земній корі правило Гаркінса проявляється менш чітко. У порівнянні зі складом Сонця і великих зовнішніх планет в земній корі, як і на Землі в цілому, спостерігається різкий дефіцит легких газів Н, Не N, Ne. — I

Зазначені відмінності в складі земної кори і найближчих космічних тіл сонячної системи пов’язані з різною їх історією. У період свого утворення наша планета або втратила легкі гази, або сформувалася з речовини, позбавленого їх значних кількостей.

Земна кора — найбільш легка оболонка твердого тіла планети, продукт диференціації її мантії з провідним значенням кисню як головного аніона, сприяючого концентрації найбільш типових оксифільних (літофільних) елементів. Останнє, головним чином і визначило підвищену концентрацію в земній корі таких непарних елементів, як Na, К, Аl, в порівнянні з мантіейі метеоритним речовиною.

Загалом, кілька перефразовуючи формулювання А. Ферсмана, можна зробити висновок, що в земній корі переважають легкі елементи парних порядкових номерів, майже всі без винятку, складові перші чотири періоду системи Д. Менделєєва, нерадіоактивні і представлені ізотопами, побудованими переважно за типом 4п і рідше за типом 4п + 3

Источник

Відносний зміст хімічних елементів в земній корі

Основні хімічні елементи земної кори й людського організму

Мы поможем в написании ваших работ!

ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?

На підставі аналізу хімічного складу гірських порід Ф.Кларк довів, що в земній корі переважають 8 хімічних елементів: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, K, Na.

Середні значення відносного вмісту хімічних елементів у земній корі та інших глобальних і космічних системах називають кларками (за Ферсманом).

Кларк — досить важлива величина в геохімії. Аналіз величини кларків дозволяє зрозуміти глобальні закономірності розподілу хімічних елементів у космічних масштабах. Так у земній корі кларки різних елементів розрізняються більш, ніж на 10 порядків. І це визначає якісно відмінну роль двох груп елементів в земній корі. Найбільше яскраво це проявляється у тому, що елементи першої групи, які мають високі кларки, утворюють самостійні хімічні сполуки, а другої групи, що має низькі кларки, переважно розпилені, розсіяні серед хімічних сполук інших елементів.

Елементи 1-й групи називаються головними, елементи 2-й групи — розсіяними (trace, minor elements).

Умовною межею вважається вміст 0,1% в земній корі, але для більшості розсіяних елементів кларки становлять тисячні і менші частини відсотка, навіть для восьми основних елементів діапазон: оксиген — 48,1% …..до Mg — 1,2%, а серед розсіяних елементів, наприклад: Bi – 0,000001%, Ag – 0,0000088%, Au – 0,00000012%.

Форми знаходження хімічних елементів у земній корі

Для розсіяних елементів можна констатувати наступні форми знаходження в кристалічній речовині земної кори.

А) Мікромінералогічні форми:

· елементи, що входять в акцесорні мінерали;

· елементи, що містяться в мікроскопічних виділеннях, спричинених розпадом твердих розчинів;

· елементи, що перебувають у включеннях залишкових розчинів.

Б) Немінералогічні форми:

· елементи, адсорбовані поверхнею дефектів реальних кристалів;

· елементи, що входять у структуру мінералу — носія за законами ізоморфізму.

· елементи, що перебувають у структурі мінералу-носія в неупорядкованому стані.

Сполучення всіх названих форм знаходження розсіяних елементів суттєво змінюється залежно від багатьох факторів. Відповідно змінюється сумарний вміст розсіяного елемента в різних ділянках земної кори, що можна оцінювати тільки статистичними методами.

Про форми головних елементів

Для, того щоб реакція утворення кожного хімічної речовини протікала, необхідно досягти певної мінімальної концентрації вихідних компонентів. Тому основу кристалічної структури земної кори становлять хімічні сполуки, що складаються з елементів з високими кларками. Загальна кількість мінералів становить 2 — 3 тис. різновидів, однак число мінералів, які утворюють літосферу невелике: 80% маси земної кори становлять силікати Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, і 12% — SiО2. Кристалічна будова цих мінералів визначає загальні особливості будови і кристалохімії земної кори. Фактично — це каркас на 91% свого об’єму заповнений аніонами оксигену, у його порожнинах розташовуються більше дрібні за радіусом катіони Si та інших елементів. Відповідно до принципу найщільнішого упакування, у порожнини між атомами з відповідною кристалічною структурою можуть увійти тільки ті іони, які мають певний розмір радіусів і відповідну валентність.

Взаємне заміщення іонів у кристалічній структурі з причини близькості їхніх радіусів називається ізоморфізмом.

Тому розсіяні елементи закономірно концентруються в певних мінералах -основах. Однак ізоморфні заміщення не єдина форма знаходження розсіяних елементів. Феномен розсіювання в земній корі проявляється в різних формах і на різних рівнях дисперсії речовини.

ЖИВА РЕЧОВИНА

Обґрунтоване Вернадським уявлення про живу речовину Землі як про планетарну сукупність всіх живих організмів, що характеризується масою і хімічним складом, дає можливість для порівняння складу носіїв життя — живої речовини — зі складом інертної речовини зовнішніх оболонок Землі: земної кори, атмосфери, гідросфери.

Насамперед необхідно визначити масу живої речовини та її хімічний склад, тобто, середні концентрації (кларки) хімічних елементів, з яких складена жива речовина

Але хімічний склад живої речовини не статичний, він безперервно оновлюється під час взаємодії з інертною речовиною Землі. Тому крім кларків необхідно:

з’ясувати головні закони геохімічної взаємодії, а саме: визначити селективність та інтенсивність захоплення живою речовиною хімічних елементів з навколишнього середовища, кількісно визначити масообмін окремих елементів між живою речовиною та інертним середовищем, щоб встановити спрямованість масообміну.

Склад живої речовини

Визначено, що в складі живих організмів переважають елементи, які утворюють на поверхні Землі пари і гази: О, С, N. В той же час, у будь-якому організмі присутня деяка кількість хімічних елементів, що утворюють мінеральний залишок при руйнуванні — золу. Вихідним джерелом тут є земна кора. Сума зольних елементів живої речовини — це складний підсумок взаємодії із земною корою, що має важливе значення.

Визначення складу будь-якого середнього значення усієї живої речовини є складним завданням з багатьох причин. Існує 3 варіанти вираження складу будь-якого біологічного об’єкта і глобальної живої речовини. Відносний вміст хімічних елементів можна розрахувати:

· на живу (сиру) речовину організмів;

· на суху біомасу (102-105 ;

· на золу — як суму мінеральних речовин.

Кожний з варіантів застосовується при вирішенні певних завдань.

Визначення кларків ускладнюється також сильним коливанням концентрації хімічних елементів в індивідуальному організмі.

Концентрація змінюється залежно від систематичного положення середовища перебування, стадії розвитку організму. Навіть в одному організмі концентрація одного елемента в різних тканинах і органах неоднакова.

Але можна вважати, що кларк в основному визначається вмістом елемента в тих організмах, які становлять домінуючу частину живої речовини (по масі):

· а це вищі рослини суші;

· маса живої речовини Океану в сотні разів менше;

· маса тварин суші становить всього 1% від фітомаси.

Тому склад рослинності суші визначає склад всієї живої речовини Землі.

Отже можна вважати, що в сирій біомасі суші: 60% Н2О; 38% органічної речовини; 2% зольних елементів. В перерахунку на суху біомасу: 95% органічної речовини і 5% зольних.

Таблиця 1. Порівняльна поширеність атомів головних хімічних

елементів живої речовини.

Хімічні елементи	Поширеність, атомні % (відносно 1000 атомів Si)
В космосі в цілому	В леткій фракції комет	В живій речовині Землі
H O C N S	76.5 0.82 0.34 0.12 0.0015	2.7 0.3	63.3 26.6 8.9 1.2 0.01

Однак, щоб встановити вміст хімічного елемента в живій речовині суші, необхідно визначити її загальну біомасу. При цьому враховується, що склад живої речовини суші, складається не тільки з головних хімічних елементів, але додатково містить до 70 хімічних елементів, відносний вміст, яких мізерний, вимірюється мкг/г (ррм, 1 ∙ %).

Маса біоти океану (водорості) — усього 1% від маси рослинності Світової суші. Але її хімічний склад відрізняється тим, що тут значно вища концентрація всіх головних зольних елементів, особливо Na, Mg, Cl, S, ще значніше перевищується концентрація багатьох розсіяних елементів.

Концентрація головних елементів у різних біохімічних об’єктах змінюється. Розмах коливання концентрації розсіяних елементів ще більше. Однак найбільший інтерес представляють дані про вміст розсіяних елементів у рослинах суші, які визначають величину кларків, але вони сьогодні переважно стосуються вегетуючих органів. Оцінка мас на сьогодні виглядає так:

Номер	Групи елементів	Маса, млн. т.
Mn	100n
Sr, Zn, Ti, B, Ba, Cu.	10n
Zr, Br, F, Rb, Ni, Cr, V, Li	n
La, Y, Co, Mo, I, Sn,As,Be	0.1n
Se, Ga, Ag, U, Hg, Sb, Cd.	0.01n

Отже маса розсіяних елементів у рослинності суші: від десятків мільйонів тонн до десятків тисяч тонн.

Мікроелементи

У живій речовині суші перебувають практично всі розсіяні елементи, але їх біологічна роль неоднакова. Виділили ( 1937 р. Уэбб, Ферон) групи макро — і мікрокомпонентів живлення. Вперше було сформульоване поняття про якісно відмінний стан головних і розсіяних елементів у живій речовині.

Далі в 1974р. (В.В. Ковальский) всі розсіяні елементи, що містяться в організмах ссавців розділино на три великі групи:

· Zn, Cu, I, Mn, V, Mo, Co, Se — їх незамінність для організму встановлена;

· більша частина розсіяних елементів становить групу, біологічна роль

недостатньо вивчена і фізіологічна роль неясна;

· для Sc, Nb, Ta, P3Е,W і деяких інших елементів кларки у тваринних організмах взагалі невизначені.

Необхідно підкреслити, що фізіологічне значення розсіяного елемента не визначається його концентрацією. В живих організмах одні розсіяні є домішками, що варіюють, а інші входять до складу сполук , що відіграють важливу роль, забезпечують і регулюють життєво необхідні біохімічні процеси.

До них належать ферменти, гормони, вітаміни та близькі до них речовини.

Катіони розсіяних, будучи коферментними компонентами, виявляють властивості активаторів у процесах дихання, фотосинтезу, кровотворення, синтезу білків, всіх видах обміну.

1) Відома велика кількість металоферментів:

Zn → карбонатгідраза, алкогельдегідрогеназа;

Mn → аргіназа, фосфортрансферази;

Cu → тирозиназа, цитохромоксидаза;

Fe → пероксидаза, каталаза.

2) Полівалентні метали переносять електрони в процесах дихання, фотосинтезу тощо.

3) Забезпечують взаємодію ферменту із субстратом, наприклад: фермент – гліцилглініндипетидаза

Н О Н Н

│ ║ │ │

Н – С – С – N – C – H — субстрат

│ │

NH2 COOH

Co2+ — фермент

Дія різних мікроелементів, як правило, складно взаємозалежна і взаємообумовлена.

4) В гормонах:

J2 → синтез тироксину;

Cu → стимулює гормон гіпофізу;

Zn → стимулює статеві гормони.

5) Синтез вітамінів:

Co → вітамін В12

Mn → вітамін С

Zn, Mn → вітамін В1.

Можна припускати, що селективна концентрація елементів у живій речовині Землі — результат тривалої взаємодії організмів з навколишнім середовищем. В ході еволюції вироблялися необхідні біохімічні механізми, в яких приймали участь певні розсіяні елементи. В силу цього вони концентрувалися в організмах, а особливості біохімічної поведінки збереглися у відповідних систематичних групах.

Жива речовина океану

Для живої речовини океану характерні інші закономірності біологічного круговороту, порівняно із сушею. Біомаса Світового океану значно менше біомаси суші. Переважний внесок тут вносить фітопланктон, суха маса якого ~ 3,4 ∙ тонн. Однак стрімка відтворюваність планктонних організмів робить швидкість біологічного круговороту набагато більшою, ніж на суші. Особливості розсіювання сонячного світла, роблять саме поверхневий шар океану (~100 м) найбільш насиченим фітопланктоном. Оборот речовини в планктоні становить 1 добу, що обумовлено низькою концентрацією багатьох елементів у поверхневому шарі океану. І навіть при невеликій фітомасі, завдяки швидкій відтворюваності планктонних організмів річна продукція фотосинтезу Світового океану досить велика. Вона наближається до показників фітомаси суші. З цієї причини більша частина розчинених речовин, необхідних морським організмам (N, P, Si, мікроелементи) захоплюється і у значній мірі не випускається з біологічного круговороту. Однак частковий вихід з нього елементів має місце, тому нижче планктонного шару концентрація зростає.

Пристосовані на протязі геологічного часу до дефіциту багатьох елементів у морському середовищі перебування, гідробіонти очевидно не мають механізмів, що перешкоджають надходженню розсіяних елементів, і активно їх поглинають, у тому числі і токсичні. Концентрація цих елементів поступово зростає в трофічних ланцюгах, що становить небезпеку для людини. Цим можна пояснити випадки отруєння людей морепродуктами при забрудненні морської води неочищеними стоками.

Источник