Происхождение и эволюция атмосферы

Большая часть газов Земли сосредоточена в литосфере и верхней мантии и значительно меньшая в самой атмосфере, соотношение между ними таково: атмосфера:литосфера:верхняя мантия= 1:2:80. Газы глубоких недр Земли вносят огромный вклад в формирование атмосферы. В.Руби впервые показал, что ряд компонентов, ныне слагающих осадочные породы, органические вещества и гидросферу, может быть отнесен к летучим компонентам в широком смысле слова, которые поступили на поверхность из глубоких недр. Оказывается, что масса летучих компонентов в составе атмосферы, гидросферы и осадочных пород значительно превышает их массу, способную выделиться при выветривании кристаллических пород. Разницу В.Руби назвал “избытком” летучих. Следовательно, глубинные газы Земли играли важнейшую роль в формировании верхних оболочек Земли. Состав “избытка” летучих оказался весьма похож на состав газов из вулканов и горячих источников. Это обстоятельство послужило основанием для одного из важных выводов геохимии - о происхождении Мирового океана и атмосферы Земли за счет дегазации мантии (глубоких недр Земли) и дегазации твердого вещества в процессе аккреции. После того, как планета достигла современных поверхностных Т 300 К, освобождающиеся в результате вулканических процессов из мантии газы были захвачены гравитационным полем, что приводило к постепенному накоплению газового слоя.

Судя по составу современных вулканических эксгаляций, продукты первичной дегазации должны были состоять из доминирующих Н2О и СО2, а также H2S, CO, H2, N2, NH3, HF, HCl, Ar и др. Как свидетельствует соотношение в первичных породах Fe2+/Fe3+, вещество земной мантии и коры было не досыщенно в отношении О, что определяет незначительные концентрации О2 в эманациях. Следовательно, атмосфера должна была быть восстановительной и такой ее характер преобладал на протяжении первых 2,5 млрд. лет (такие минералы как пирит и уранинит накапливались в обломочных осадках не окисляясь - конгломераты Витватерсранда).

Свободный кислород в атмосфере Земли, как предполагается, появился только к 1,2 млрд. лет в результате фотосинтеза.До появления высших растений в силуре фактически весь фотосинтез должен был происходить в океанах, континентальная добавка до появления высокоорганизованных наземных растений была незначительной. В настоящее время продуктивность фотосинтеза на суше превышает таковую в океанах, возможно, в 2 раза. Следовательно, кажется вероятным, что завоевание суши растениями значительно увеличило глобальную скорость фотосинтеза, вследствие чего возросло и содержание атмосферного кислорода.

Захоронение большого количества органического материала на суше, а значит и увеличение содержания СО2в почвенном воздухе способствовало увеличению скорости разложения силикатных и карбонатных минералов и следовательно скорости удаления СО2из атмосферы. Все это приводило к уменьшению величины РСО2 в атмосфере.

Таким образом, представляется вероятным, что развитие высших наземных растений и завоевание ими суши привели к значительному увеличению РО2и уменьшению РСО2в девоне.

ГИДРОСФЕРА

Вся совокупность природных вод у поверхности Земли образует гидросферу или водную оболочку Земли. Большую часть гидросферы составляют моря и океаны, меньшую воды суши. Масса гидросферы составляет около 0,025: общей массы Земли.

Океанические воды

Океаны занимают более 70: поверхности Земли, а их воды составляют 98: массы гидросферы. Они представляют собой относительно хорошо перемешанную системы, и несмотря на огромные размеры достаточно однородны по химизму, за исключением тех их частей, где на распределение элементов влияет биологическая деятельность.

Общие сведения о Мировом океане

Величина рН воды определяется равновесием с атмосферным парциальным давлением СО2 в системе СО32-- НСО3- - СО2, и это равновесие дает величину рН равную около 8. Эта система является главным фактором, определяющим величину рН океанской воды, и контролируется она частично биологической деятельностью.

Океанская вода является примером растворов с относительно высокими содержанием растворенных веществ в сравнении с речной и другими водами суши. Значение активностей растворенных веществ отличаются от их концентраций, но в то же время ее можно считать разбавленным раствором, так как общее количество растворенных веществ далеко от максимально возможного.

В морской воде концентрации элементов и соединенний, не связанных с биологической активностью, в значительной степени постоянны. Максимальные концентрации имеют ионы Na и Cl. 99,9% растворенных солей образованы 11 элементами.

Еще в 1884 г. Диттмар заметил, что отношения концентраций большинства главных компонентов не меняются от точки к точке в открытом океане. Теперь известно, что отношения концентраций 7 компонентов (Cl, Na, S, K, Br, Sr, B) постоянны. Для Mg и F обнаружены небольшие отклонения от постоянной величины. Воды средних и больших глубин относительно обогащены Ca за счет биологической активности, которая также влияет на концентрацию С.

Общее постоянство отношений большинства главных компонентов дало возможность использовать в качестве меры состава проб морской воды единственный параметр – хлорность (так как концентрацию галогенов легко определить). Хлорность (Cl %) связана с общим содержанием солей или соленостью (общей концентрацией растворенного вещества) эмпирическим соотношением: S = 1,80655 Cl

Соленость морской воды колеблется в пределах 34-36.

Концентрации растворенных газов (N2, O2, CO2, H2S) обусловлены жизнедеятельностью организмов. Интенсивность биологической активности в океанах изменяется в горизонтальном и вертикальном направлениях, и вместе с ней меняется содержание растворенных газов. Процесс фотосинтеза происходит вблизи поверхности, при этом из воды поглощаются фосфор (PO43-) и азот (NO3-). При разложении органического вещества на глубине эти элементов поступают обратно в воду. Наряду с деятельностью организмов на состав воды влияет перемешивание, когда из глубины выносится вода, обогащенная необходимыми для питания организмов элементами. При отсутствии перемешивания глубинные воды обедняются кислородом, Среда становится восстановительной, происходит анаэробное восстановление сульфат-иона.

При изучении хим. состава океанической воды рассматривается три типа обменных реакций: 1) с атмосферой, 2) с донными осадками, 3) с живыми организмами. Кислород и диоксид углерода участвуют в обмене с атмосферой и образуются при органических процессах. Морские организмы обмениваются с водой С, O, N, P, Si и редкими металлами. Взаимодействие воды с донными осадками включает ионный обмен с глинистыми минералами, диффузию элементов через поровые воды, химическое выветривание, осаждение и растворение карбоната кальция и оксида марганца.

Привнос и вынос вещества в океане Океан это открытая система, множество процессов вносит свой вклад а потоки вещества, поступающего и удаляемого из океана. Однако эта система находится в стационарном состоянии, и это состояние сохраняется в течение значительной части геологического времени.

Поступление растворенных веществ с речным стоком составляет около 3,9 1012 кг/год, а взвешенных веществ - около 1013 кг/год. Большая часть твердой взвеси отлагается на континентальных шельфах и в осадочных бассейнах. Субаэральная и субаквальная вулканическая деятельность вносит большой вклад в потоки вещества в океан, но количественно не оценена. Существенные для баланса ряда элементов обменные реакции происходят при взаимодействии воды океана с новообразованной океанической корой в СОХ. Потоки вещества из океана включают удаление в виде аэрозолей, образующихся на границе с атмосферой, и испарение, включающее кроме воды и другие элементы или соединения (например, иодид-ион в виде элементарного иода).

Важнейшей формой нахождения элементов в растворенном виде в океанической воде является ионная форма. Важнейшие ионы, присутствующие в морской воде включают следующие:

K+ KSO4- Na+ NaCO3- NaHCO3 NaSO4-

Ca2+ CaHCO3+ CaCO3 CaSO4

Mg2+ MgHCO3+ MgCO3 MgSO4

HCO32- SO42- Cl-

Взаимодействие морской воды с породами

Реакция морской воды с твердым веществом, представленным в виде донных осадков или магмат. пород океанической коры, называется гальмиролизом.

Важную роль в этом процессе играют смектит и монтмориллонит, так как они обладают хорошо выраженными катионообменными свойствами, они захватывают из раствора Mg2+ и Na+ в обмен на Ca2+ и K+. Эти минералы и иллит могут образоваться в результате преобразования “безкатионного” глинистого минерала – каолинита по реакции:

3Al2Si2O5(OH)4+ 2K++2HCO3-= 2KAl3Si3O10(OH)2 +2CO2+5H2O

Такие реакции приводят к образованию новых минералов и возвращению СО2в атмосферу. Они позволяют также объяснить удаление избытка НСО3-, сносимого реками. Реки поставляют в океан больше, чем два бикарбонатных иона на каждый ион Са, поэтому не весь НСО3-может быть удален при осаждении карбоната Са:

2HCO3-+Ca2+=CaCO3+CO2+ H2O

Характер взаимодействия морской воды с океаническими изверженными породами зависит от Т. Для низкотемпературных изменений характерен вынос Mg в морскую воду, напротив, при высоко Т изменениях происходит его удаление из воды.

Формирование железомарганцевых конкреций (ЖМК)

Происхождение ЖМК в океане до сих пор остается загадочным явлением. Интерес к ним исследователей определяется и их экономическим значением. Распространенность ЖМК в океанах различна, они занимают 75% дна в северной части Тихого океана, но значительно менее распространены в его южной части, а также Атлантике и Индийском океане. Это связано со скоростью седиментации, низкие скорости осадконакопления благоприятствуют образованию окисных отложений. Окисные отложения присутсвуют главным образом на поверхности осадочной толщи и представлены собственно конкрециями, плитами и корками, имеют разнообразное внутреннее строение. Они представлены двуми основными минералами Mn – тодорокитом – смешанным гидраториванным окислом Mn2+и Mn4+ , полиморфной разновидностью MnO2. Железо представлено в форме гетита или гидрогетита.

Состав ЖМК варьирует в широких пределах, они резко обогащены такими элементами, как Co, Ni, Cu, Mo и другими. Вероятными источниками металлов, как предполагалось, могут быть вулканические эманации, морская вода, выщелачивание из базальтов, гидротермальные растворы, но единодушия в этом вопросе нет.

МАТЕРИКОВЫЕ ВОДЫ

К материковым водам относятся воды ледников, озер, болот, рек, подземные воды, включая термальные воды вулканических областей. Большая часть вод суши образуется за счет атмосферных осадков с минимальной концентрацией растворенных веществ, которая сохраняется в ледниках.

Выпавшие в виде осадков, а также снеговые и ледниковые талые воды стекают в виде рек, пополняют озера и болота, часть их идет на пополнение подземных вод путем инфильтрации через почву и горные породы. При инфильтрации воды взаимодействуют с горными породами, почвами и организмами, и частично растворяют их компоненты.

Химический состав вод зависит от физико-географических и физико-химических условий стока.

Разнообразие состава природных вод определяется соотношением в них условно выделяемых (по О.А.Алекину) пяти групп компонентов:

1 главные ионы

2 растворенные газы

3 биогенные элементы (соединения N, P, Si)

4 микроэлементы

5 органические вещества.

Основными источниками минерализации вод в пределах ЗК являются:

1 изверженные и метаморфические породы, дающие при выветривании растворимые соединения,

2 залежи некоторых осадочных пород (известняки, доломиты, мергели, гипсы, каменная соль), состоящие из растворимых солей (карбонаты, сульфаты, хлориды),

3 соли, рассеянные и адсорбированные в осадочных породах, коре выветривания и почвах.

Кроме того, вклад в минерализацию вод дают вулканические извержения, несущие газообразные соединения (H2S, HСl, NH3, BH3), в последствии окисляющиеся.

Воды рек и озер

Большинство рек суши относится к так называемым пресным или слабо минерализованным водам, для рек и озер минерализация составляет до 500 мг/л.

Из сравнения химического состава вод Мирового океана и рек выявляется резкое различие:

ОВ (океаническая) Na>Mg>Ca Cl>SO4>HCO3

РВ (речная) Ca>Na>Mg HCO3>SO4>Cl

Т.е. относительная распространенность ионов различна.

При равновесии дождевой воды с атмосферным СО2устанавливается величина РН=5,6, но она повышается при взаимодействии с карбонатом кальция и силикатными минералами, на нее влияют и процессы дыхания организмов и разложения органических веществ. В целом интервал значений рН вод большинства рек составляет от 6 до 8. Величина Eh поверхностных вод ниже ожидаемой в контакте с атмосферным кислородом, но в целом она отвечает окислительным условиям, за исключением глубоких частей озер.

Состав речной и озерной воды зависит главным образом от типа почв и горных пород, через которые она проходит, а также от типа источника питания: поверхностный сток или грунтовые воды. Так как грунтовые воды более минерализованные, чем поверхностные, состав зависит от времени и места опробования, а для различных рек от физико-географических условий, особенно климата. Все это приводит к тому, что состав вод рек весьма изменчив. Он зависит от относительного вклада поверхностного стока и грунтовых вод, климата, количества органического вещества, степени перемешивания вод. Поэтому для получения правильного представления о составе необходимо проанализировать многочисленные пробы из разных мест за определенный промежуток времени.

ГЕОХИМИЯ БИОСФЕРЫ

Термин “биосфера” был введен в науку французским натуралистом Ж.Б.Ламарком для обозначения мира живых существ, населяющих Землю, а геологическое определение биосферы как определенной оболочки Земли было дано Э.Зюссом. С различными проявлениями жизни мы сталкиваемся в пределах атмосферы, гидросферы и поверхности литосферы. Термин не редко понимается в двух смыслах:

1. область планеты, в которой существует жизнь,

2. сумма живого вещества.

По мнению Войткевича второму значению лучше отвечает термин биомасса, а под биосферой следует понимать среду обитания организмов – пространство, где присутствуют организмы, и поэтому реальная современная биосфера включает в себя гидросферу, тропосферу и верхи литосферы, преимущественно гипергенную ее зону.

Очевидно, что биосфера возникла позже других оболочек, поскольку вряд ли жизнь могла появиться прежде, чем условия на поверхности стали для нее благоприятны, т.е. прежде, чем сформировались гидросфера и атмосфера.

По способу питания и отношению к внешней среде различают организмы:

1. автотрофные, потребляющие неорганические вещества и способные синтезировать из них в процессе фотосинтеза или других процессов вещества органические (большая часть растений),

2. гетеротрофные, питающиеся организмами или их остатками (все животные и часть растений).

Большинство организмов аэробные, т.е. живущие в среде с присутствием атмосферного воздуха, меньшая часть, преимущественно микрорганизмы, относится к анаэробным, обитающим вне кислородной среды.

Организмы предъявляют определенные требования к среде обитания: Т, влажности, солевому составу вод. Большинство организмов не способно существовать без воды. Ранее считалось, что они могут развиваться в диапазоне Т от –7,5оС (морские бактерии) до +80оС, так как при Т> 100оС белок денатурируется. Сейчас обнаружены бактерии, живущие при Т=300оС, т.е. границы биосферы расширяются.

Число органических соединений и организмов значительно превышает число известных минералов (более 3500), общее число видов растений и животных превышает 2 млн.

Хотя в живых организмах и обнаружены почти все элементы ПС, содержания большинства из них очень малы. В состав оранизмов в первую очередь входят те химические элементы, которые относятся к газовым компонентам и за пределами организмов образуют летучие и легкоподвижные соединения, с которыми связан баланс вещества атмосферы, гидросферы и гипергенной зоны литосферы.

Основными компонентами являются:

О – 70%, С – 18%, Н – 10,5%

N, Ca, K, Na, Si – n*10-1%

Mg, P, S, Cl, F – n*10-2%

И соответственно главной геохимической функцией организмов является круговорот биофильных элементов и их соединений, в первую очередь C, О, CO2и H2O.

Количество живого вещества

В живом веществе абсолютно преобладает фитомасса, много меньше роль зоомассы и микроорганизмов. Например, на суше зоомасса обычно не превышает 2% от фитомассы, редко до 10%. Подавляющая часть фитомассы распределена на материках, но крайне не равномерно: максимум сосредоточен в тропических лесах (650 т/га), меньше в тайге, еще меньше в черноземных степях и минимум в пустынях (2,5 т/га). Большая часть живого вещества представлена лесами. Фитомасса океана составляет лишь 0,007% от всей фитомассы, зоомасса и микробиомасса океана на порядок больше его фитомассы. По количеству живого вещества на один гектар океан близок к пустыням, но в нем наблюдаются сгущения жизни в пределах коралловых рифов, зон апвеллинга (подъема к поверхности глубинных вод, богатых Р и другими биоэлементами).

Важным геохимическим показателем является ежегодная продуктивность живого вещества, которая на Земле в целом составляет 2,3*1011т, из них на материках 1,7*1011 и в океане 6*1011 т. Хотя в океане меньше живого вещества, но оно быстрее, чем на суше, образуется и разлагается.

Масса живого вещества ничтожна по сравнению с массой ЗК, однако, ЖВ - очень активная масса, которая непрерывно образуется из неорганических веществ и вновь разрушается. Если считать, что начиная с ордовика годичная продукция ЖВ была близка к современой, то продукция ЖВ за этот период превысила массу ЗК.

Кларки живого вещества

При подсчетах кларков можно исключить зоомасу, так как по сравнению с фитомассой, она ничтожна. Среди растений на суше преобладают деревья, поэтому задача сводится к определению среднего состава древесины. Кларки ЖВ по А.П.Виноградову (с дополнением В.Добровольского)

Макроэлементы :

воздушные мигранты: O - 70, C - 18, H - 10,5; N - 0,3 (98,8%)

водные мигранты Ca, K, Si, Na - n*10-1; Mg, P, S, Cl, Fe n*10-2 (1,2%)

Микроэлементы (водные мигранты) (n*10-3и менее)

Mn, Al, Zn, Sr, Ti, B, - n*10-3; Ba, Cu, Zr, Rb, Br, F, Pb n*10-4;

Ni, Cr, V, Li, Co, La, Y, Mo, I, Sn, n*10-5и т.д.

Кларки ЖВ уменьшаются с ростом атомной массы элементов, однако, здесь нет четкой прямой зависимости. Многие микроэлементы выполняют в организмах важные физиологические функции. Например, I входит в состав гормона щитовидной железы, регулирующей окислительно-восстановительные процессы.

Кларки концентрации элементов в ЖВ Перельман назвал биофильностью, только у С, H, N, O и Cl биофильность больше 1, у остальных элементов меньше. В геохимии важно знать также состав минеральной части ЖВ - “золы”, так как организмы способны избирательно поглощать из Среды и накапливать в золе некоторые элементы. Мерой является коэффициент биологического поглощения равный отношению содержания элемента в золе к среднему содержанию в литосфере. Элементы, которые относительно накапливаются в ЖВ это P, S, Cl, Br, I (n*100), и Ca, Na, K, Mg, Sr, Zn, B, Se (n*10).

В целом концентрационная функция живых организмов заключается в накоплении относительно литосферы C, H, O, N в производных живых организмов - горючих ископаемых. Что касается других элементов, то для них концентраторами могут быть отдельные виды и роды живых организмов.

Биогенное минерало- и породообразование

Многие минералы образуются непосредственно в телах организмов (опал диатомовых водорослей, кальцит и арагонит раковин и др.). После смерти организмов часть этих минералов дает начало образованию коралловых известняков, диатомитов и др., биогенное происхождение которых не вызывает сомнения.

Биологический круговорот веществ

Образование ЖВ и разложение органических веществ образуют единый биологический круговорот атомов - БИК, который в биосфере протекает повсеместно, хотя и в разных формах и с разной интенсивностью.

При разложении органических веществ большая их часть минерализуется, т.е. окисляется до простых минеральных соединений - СО2, Н2О, минеральных солей.

В ландшафте суши и верхних горизонтах морей в процессе фотосинтеза образуется ЖВ, здесь же происходит и его минерализация. Часть органических веществ минерализуется не полностью и захороняется в илах. В морских и озерных илах, подземных водах фотосинтез отсутствует, однако, образование органических веществ там происходит за счет мертвого органического вещества или других организмов. В отличие от ландшафтов суши минерализация здесь преобладает над образованием ЖВ, здесь расходуются те органические вещества, которые были накоплены в верхних частях биосферы.

Закон биологического кругооборота гласит, что в биосфере в ходе биологического кругооборота атомы поглощаются ЖВ и заряжаются энергией, а покидая ЖВ они отдают накопленную энергию в окружающую среду. За счет этой энергии протекают многие химические реакции, особенно велика концентрация энергии в природных водах. Биологический кругооборот обратим не полностью, часть веществ постоянно из него изымается и захороняется в толще осадочных пород в виде известняков, гумуса, торфа и других пород и минералов.

Геохимия биологических систем

Элементарный состав каждого живого организма зависит от возраста, среды обитания, но в первую очередь от родо-видовой принадлежности организма. Элементы, находящиеся в среде обитания, по разному влияют на организмы. Те, добавление которых увеличивает продукцию живого вещества, называются дефицитными, в разных условиях к ним относятся O, N, P, K, F, B, I, Cu и др. В большинстве случаев недостает именно подвижных форм, в то время как валовой содержание элемента может быть достаточно велики. Элементы, удаление которых из системы увеличивает продукцию ЖВ, называются избыточными. К ним могут относится Cl, S, Na, Cu, Ni, Fe, F и др. Один и тот же элемент может быть избыточным в одной системе и дефицитным в другой.

Резкий дефицит или избыток элементов в среде приводит к заболеваниям животных, растений, а иногда и человека. Такие болезни А.П.Виноградов назвал биогеохимическими эндемиями, а районы их распространения - биогеохимическими провинциями. На территории России известны биогеохимические провинции с дефицитом I в почвах и кормах, дефицитом и напротив избытком F в питьевой воде и т.д. Учение о биогеохимических провинциях нашло применение в медицине и сельском хозяйстве. Развивая это учение, было сформулировано понятие о геохимической экологии, задача которой состоит в изучении взаимодействия организмов и их сообществ с геохимичекой средой.

Биогеохимия растений (фитогеохимия)

Имеется много сведений о составе растений. Характерно отчетливое своеобразие отдельных семейств, родов и видов растений в аккумуляции элементов, хотя, например, есть зависимость и от среды - для морских водорослей, типично обогащение в сравнении с наземными растениями Mg, Na, K, S, Cl и обеднение Ca, Al, Rb. Еще в прошлом столетии было выявлено предпочтительное накопление элементов культурными растениями: К (подсолнечник, картофель), Ca (бобовые), Si (злаки), позднее к ним добавились Al (чай), Fe (мхи), I (водоросли). Особенно большой способностью к поглащению редких элементов обладают мхи и лишайники.

Биогеохимия животных

Характерно большее разнообразие в сравнении с растениями, но в целом они обеднены относительно растений большинством элементов, за исключением Р. Среди животных обнаружены концентраторы и деконцентраторы. Животные с известковистым скелетом концентрируют Са (моллюски, кораллы, фораминиферы и т.д.), губки, радиолярии, диатомовые водоросли накапливают Si, после их отмирания формируются соответствующие биогенные осадочные породы.

Бактерии наиболее разнообразны в геохимическом отношении. Многие элементы накапливаются в их клетках в огромных количествах (S - в клетках серобактерий, Fe - железобактерий и т.д.). Среи них известны виды, накапливающие Cu, Mn, Mo, Ba, Li, U в значительно больших количествах, чем растения и животные. Некоторые микроорганизмы концентрируют элементы в количестве в сотни раз превышающем их содержание в окружающей среде.

Геохимия биокосных систем

Под биокосными понимаются системы, для которых характерно взаимопроникновение живых организмов и неорганической (косной) материи. К ним относятся почвы, коры выветривания, природные ландшафты, моря, реки, океаны, наиболее крупная вся биосфера в целом. В ходе кругооборота биокосные системы не возвращаются в прежнее состояние, для них характерно поступательное развитие. В результате кругооборота формируется окислительно-восстановительная зональность биокосных систем. Например, в верхней зоне озер, где развит фотосинтез, и выделяется растениями О2, формируется окислительная обстановка, в глубоких частях, где происходит разложение органического вещества, растет содержание в воде СО2, а в илах может сложится восстановительная (глеевая или сероводородная) среда. Так в озерах формируется окислительно-восстановительная зональность, тоже происходит и в других биокосных системах и биосфере в целом. Следовательно, работа ЖВ создает резко окислительные условия на земной поверхности и резко восстановительные в болотах, илах и особенно подземных водах.

Геохимическое своеобразие биокосных систем определяется сочетанием биогенной, физико-химической и механической миграции. По уровням организации среди них выделяются: низкоорганизованные - почвы, илы, коры выветривания, более высокоорганизованные - ландшафты и моря, океаны и т.д.

Во всех биокосных системах происходит взаимодействие горных пород с природными водами и организмами. Характерны два противоположных процесса: выветривание и цементация. Для первого (выветривания) типичен вынос из пород элементов -водных мигрантов (Ca, Mg, K, Na) и присоединение воздушных мигрантов (О2, Н2О, СО2). Для цементации наиболее характерны аккумуляция водных мигрантов на геохимических барьерах, уменьшени пористости. Выветривание и цементация - разные стороны одного процесса, но в конкретных системах соотношением между ними неодинаково. Выветривание особенно широко развито в почвах. и коре выветривания, хотя происходит и цементация, в водоносных горизонтах доминирует цементация.

Все биокосные системы литосферы богаты свободной энергией и неравновесны, дифференцированы в пространстве, и в них формируется окислительно-восстановительная и кислотно-щелочная зональность.

Почваэто верхний горизонт литосферы, вовлеченный в биологический кругооборот при участии растений, животных и микроорганизмов, это область наивысшей геохимической энергии живого вещества. Геохимическая сущность почвообразования заключается в разложении органических веществ микроорганизмами. Эти процессы интенсивны во влажных тропиках и угнетены в тундре. В почвах происходит биогенная аккумуляция веществ , направленная снизу вверх, а также нисходящая миграция водных растворов, вызывающих выщелачивание. Почвообразование приводит к дифференциации элементов, т.е. однородная горная порода превращается в неоднородный зональный почвенный профиль со многими горизонтами. И с геохимической точки зрения сущность почвообразования состоит в окислительно-восстановительных реакциях, для всех почв характерна окислительно-восстановительная зональность, которая отражает процессы разложения органических веществ. Выделяют почвы с окислительной (сухопутные растительные почвы - черноземы, буроземы, каштановые почвы равнин), гелеевой (почвы заболоченных равнин влажного климата) и сероводородной (солончаки и некоторые другие) восстановительными обстановками.

Ил- природное тело, аналогичное почве, где роль атмосферы занимает гидросфера. Для илов также характерен профиль, расчленяющийся на горизонты, окислительно-восстановительная зональность, геохимические барьеры. Характерно постоянное увлажнение, при образовании не принимают участия высшие растения, они более однородны чем почвы.

Систематизируются илы по окислительно-восстановительной обстановке. Окислительные илы образуются в океанах, морях, реках, где господствуют кислородные воды, преимущественно на небольших глубинах в прибрежных частях океанов и морей или на больших глубинах, но там где в холодной воде растворено много О2 и мало органики (например, красные глубоководные глины Тихого океана). Глеевые илы - в озерах влажного климата, где разлагается много органического вещества. В озерах лесной зоны формируются глеевые илы - сапропели. Сероводородные илы широко развиты в морях, океанах, озерах степей и пустынь.