Распространение и формы кислорода в природе
Распространение и формы кислорода в природе
Распространение кислорода.
Кислород (лат. Oxygenium) – химический элемент VI группы периодической
системы Менделеева: атомный номер 8, относительная атомная масса 15,9994.
Кислород был одновременно получен шведским ученым К. Шееле в 1773 г. и
английским химиком Дж. Пристли в 1774 г. В 1777 г. А. Лавузье объяснил
процессы дыхания и горения и дал название кислороду oxygenium – рождающий
кислоты.
При нормальных условиях кислород представляет собой бесцветный газ, не
имеющий запаха, состоит из двухатомных молекул, имеет несколько бульшую
плотность, чем воздух, и плохо растворим в воде.
Кислород имеет высокую электроотрицательность (3.5 по шкале
электроотрицательностей) и является сильным окислителем. Он способен
соединяться со многими элементами, образуя оксиды. Реакции образования
оксидов очень экзотермичны, и это во многих случаях может приводить к
возгоранию соединяющегося с кислородом элемента либо образующегося
соединения [4].
Кислород – наиболее распространенный элемент твердой земной коры,
гидросферы, живых организмов. Его кларк в литосфере – 47 %, еще выше кларк
в гидросфере – 82 % и живом веществе – 70 %. Известно свыше 1400
кислородосодержащих минералов, в которых его спутниками являются десятки
элементов периодической системы. Кислород – циклический элемент
классификации В. И. Вернадского, он участвует в многочисленных круговоротах
различных масштабов – от небольших, в пределах конкретного ландшафта, до
грандиозных, связывающих биосферу с очагами магматизма. [2]
На долю кислорода приходится приблизительно половина всей массы земной
коры, 89 % массы мирового океана. В атмосфере кислород составляет 23 %
массы и 21 %
объема [4].
На земной поверхности зеленые растения в ходе фотосинтеза разлагают
воду и выделяют свободный кислород (О2) в атмосферу. Как отмечал
Вернадский, свободный кислород – самый могущественный деятель из всех
известных химических тел земной коры. Поэтому в большинстве систем
биосферы, например в почвах, грунтовых, речных и морских водах, кислород
выступает настоящим геохимическим диктатором, определяет геохимическое
своеобразие системы, развитие в ней окислительных реакций. За миллиарды лет
геологической истории растения сделали атмосферу нашей планеты кислородной,
воздух, которым мы дышим, сделан жизнью [1].
Количество реакций окисления, расходующих свободный кислород, огромно.
В биосфере они в основном имеют биохимическую природу, т. е. Осуществляются
бактериями, хотя известно чисто химическое окисление. В почвах, илах,
реках, морях и океанах, горизонтах подземных вод – везде, где имеются
органические вещества и вода, развивается деятельность микроорганизмов,
окисляющих органические соединения.
Ранее считалось, что свободный кислород в земную кору проникает только
до уровня грунтовых вод. Однако гидрохимики сделали важное открытие – в
горах, особенно в аридных зонах, свободный кислород проникает с подземными
водами на глубины более
1 км. [2].
В большинстве природных вод, содержащих свободный кислород – сильный
окислитель, существуют органические соединения – сильные восстановители.
Поэтому все геохимические системы со свободным кислородом неравновесны и
богаты свободной энергией. Неравновесность выражена тем резче, чем больше в
системе живого вещества.
Везде в биосфере, где воды, не содержащие свободный кислород (с
восстановительной средой), встречают этот газ, возникает кислородный
геохимический барьер, на котором концентрируются Fe, Mn, S и другие
элементы с образованием руд этих элементов.
Ранее господствовало заблуждение, что по мере углубления в толщу земной
коры среда становится более восстановительной, однако это не полностью
отвечает действительности. На земной поверхности, в ландшафте, может
наблюдаться как резко окислительные, так и резко восстановительные условия.
Окислительно-восстановительная зональность наблюдается в озерах – в
верхней зоне развивается фотосинтез и наблюдается насыщение и перенасыщение
кислородом. Но в глубоких частях озера, в илах происходит только разложение
органических веществ.
Ниже биосферы, в зоне метаморфизма, степень восстановленности среды
часто уменьшается, как и в магматических очагах.
Наиболее восстановительные условия в биосфере возникают на участках
энергичного разложения органических веществ, а не на максимальных глубинах.
Такие участки характерны и для земной поверхности, и для водоносных
горизонтов.
В целом в биосфере осуществляется более резкая, чем в нижних частях
земной коры и мантии, дифференциация кислорода. Об этом говорят кларки
концентрации кислорода в разных системах [2]:
|Ультраосновные |0,8 |
|породы | |
|Каменные метеориты|0,7 |
|Земная кора |1,0 |
|Извержение породы:| |
|основные |0,8 |
|средние |0,8 |
|кислые |1,03|
|Биосфера и ее | |
|производные: | |
|глины и сланцы |1,1 |
| гидросфера |1,8 |
|живое вещество |1,5 |
|каменный уголь |0,3 |
|нефть |0,08|
|антрацит |0,02|
Ведущая роль живого вещества в геохимической истории кислорода
выявляется, таким образом, очень отчетливо.
Существенное внимание уделяется кислороду при изучении вод мирового
океана. Растворенный в морской воде кислород заимствуется из атмосферы на
контакте воды с воздухом. Он образуется также при фотосинтезе морских
растений. С другой стороны, кислород потребляется при дыхании живых
организмов и при окислении различных веществ моря, главным образом
органического детрита.
Растворимость кислорода в морской воде зависит от температуры и
солености, во всех океанах существует слой с минимальным содержанием
кислорода,
глубина которого меняется в зависимости от географии. Слои с минимальным
содержанием кислорода в океане наиболее часто приурочены к поверхности
одной и той же плотности – (t = 27,2 / 27,3 [3].
Причины равновесия между динамическим притоком и биохимическим
потреблением в слое минимального содержания кислорода обусловлены главным
образом биохимическим расходом кислорода и характером распределения в море
органического вещества. Важной причиной минимума кислородного содержания
является существование в океане горизонта перерыва.
Расход кислорода за несколько лет в воде слоя с минимальным
содержанием, равно как и в воде глубоководного слоя, весьма незначителен.
Органическое вещество в вертикальной колонне воды, по крайней мере до слоя
с минимальным содержанием кислорода, поступает с ее собственной площади
поверхности и этим объясняется дефицит кислорода. Дефицит кислорода тесно
связан с увеличением содержания в морской воде углекислоты и с локально
протекающим окислительным разложением органического вещества [1].
Результаты масс-спектрометрических исследований изотопного состава
растворенного в морской воде воздушного кислорода показали, что между
величиной отношения О18/О16 и количеством кислорода, растворенного в
морской воде на разной глубине, существует значительное расхождение
отрицательного знака. Использовав в качестве стандарта отношение О18/О16 в
воздухе (0,2039%), удалось установить, что разница между процентным
содержанием О18 и таковым воздуха с глубиной постепенно возрастает,
достигая максимума в +0,006% в слое с минимальным содержанием кислорода,
располагающемся на глубине около 700 м. После прохождения слоя с
минимальным содержанием кислорода снова уменьшается, падая на глубине 2870
м примерно до +0,001%. Кислород, освобождающийся при фотосинтезе, имеет
более низкую величину отношения О18/О16, чем атмосферный кислород; по его
данным, фактор фракционирования равен 0,983. Это должно приводить к
уменьшению относительного количества О18 в растворенном в морской воде
кислороде, так как этот кислород частично производится фитопланктоном.
С другой стороны, кислород в морской воде поглощается при дыхании
живых организмов, при бактериальных процессах, при окислении органического
детрита и т.д.; при этом легкий изотоп кислорода поглощается избирательно.
Вследствие этого следует ожидать, что находящийся в воде остаточный
кислород по сравнению с воздухом должен быть относительно обогащен О18.
Фактор фракционирования изотопов кислорода при процессах поглощения
кислорода, растворенного в морской воде, равен 0,991. Необходимо отметить,
что азот в газе, растворенном в воде океана, так же как и атмосферный азот,
имеет нормальный изотопный состав [3].
Историческая геохимия кислорода. Согласно геологическим данным, в Архее
(свыше 2,5 млрд. лет назад) свободного кислорода в атмосфере отсутствовал
или содержался в ничтожном количестве. Об этом свидетельствует отсутствие
кислорода в атмосферах других планет солнечной системы. Фотодиссоциация и
другие физико-химические процессы приводили лишь к появлению
незначительного количества кислорода, который быстро расходовался на
реакции окисления. Биосфера этой эпохи существенно – в ней не было реакций
окисления свободным кислородом, а следовательно, столь характерных для
современной земной поверхности красны, бурых желтых почв, илов, осадочных
пород. Кислородные барьеры отсутствовали, окислительно-восстановительные
условия были недифференцированными. На земной поверхности, вероятно,
преобладала глеевая среда, менее восстановительная, чем в современную
эпоху.
Появление зеленых растений знаменовало новый качественный этап в
истории Земли как планеты. Появился свободный кислород в атмосфере и
гидросфере. Главную его массу в то время, вероятно, накопили водоросли
океана, т. к. в Докембрии, а возможно еще в нижнем Палеозое (до середины
Девона), представляла собой примитивную пустыню с редкими растениями.
Появление свободного кислорода оказало огромное влияние на зону гипергенеза
материков – из восстановительной она стала окислительной. Материки в то
время были сплошной зоной окисления, поскольку аккумуляция органического
вещества и восстановительные барьеры отсутствовали. Таким образом, развитие
жизни привело еще в Докембрии к смене восстановительной зоны гипергенезе
окислительной, т. е. кислородом.
В Девоне возникли лесные ландшафты, началось углеобразование, и в
понижениях суши формировались участки с дефицитом кислорода, с
резковосстановительной средой. На повышенных элементах рельефа в почвах и
корах выветривания продолжала господствовать окислительная среда. Тогда,
около 350 млн. лет назад, начался продолжающийся до сих пор окислительно-
восстановительный этап гипергенеза с развитием в ландшафтах
резкоокислительных и резковосстановительных условий. Трахаться в жопу. В
ландшафтах возникли кислородные барьеры и связанные с ними концентрации Fe,
Mn, Co, S и других элементов.
Кислород в ноосфере. При сжигании топлива ежегодно расходуются
миллиарды тонн атмосферного кислорода. В некоторых промышленно развитых
странах его сжигается больше, чем вырабатывается в результате фотосинтеза.
Таким образом, в ноосфере изменяется круговорот кислорода, в будущем
возможно уменьшение его содержпния в атмосфере, последствия чего необходимо
учитывать.
Формы кислорода
Озон
Озон – один из аллотропов кислорода. Это голубой газ, обладающий
небольшой растворимостью в воде. При низких концентрациях он нетоксичен, но
при концентрациях свыше 100 миллионных долей становится токсичным [4].
Образуется О3 в стратосфере в результате физико-химических реакций под
действием ультрафиолетового излучения или разрядов атмосферного
электричества (грозы). Его общая масса невелика и при нормальном давлении
составила бы слой мощностью 1,7 – 4 мм, но даже такой слой способен
задерживать губительную коротковолновую радиацию Солнца. Возник озоновый
экран в начале Палеозоя 600 млн. лет назад [2].
Озон – эндотермичное и очень неустойчивое соединение. При высоких
концентрациях он взрывоопасен. О3 способен реагировать с алкенами,
расщепляя их двойные связи в процессе озонолиза. При этом образуются
органические соединения, которые называются озонодами [4].
Соединения кислорода
Атом кислорода имеет во внешней оболочке шесть электронов, два из
которых неспарены. Он может присоединять еще два электрона, в результате
чего происходит заполнение его p-орбиталей и образуется оксидный ион О2–. В
таком состоянии кислород имеет степень окисления – 2. атом кислорода может
обобществлять два своих неспаренных 2р-электрона с другими атомами, образуя
две ковалентные связи, как, например, в молекуле воды. Благодаря
относительно малым размерам своих атомов и высокой электроотрицательности
кислород способен стабилизировать атомы других элементов с высокой степенью
окисления.
Оксиды. Кислород образует много разнообразных бинарных соединений с
другими элементами.
Существуют оксиды металлических и неметаллических элементов. Оксиды
металлов, как правило, обладают основными свойствами, а оксиды неметаллов –
кислотными. По этой причине металлические оксиды обладают способностью
соединяться с оксидами неметаллов, образуя соли. Также оксиды могут
обладать свойствами ионных (CaO) либо ковалентных соединений (CO2).
Классификация оксидов по составу не проводит различия металлическими и
неметаллическими оксидами либо ионными и ковалентными. Нормальные оксиды –
связь между каким-либо элементом и кислородом (MgO, SO3, SiO2). Пероксиды –
связи между элементом и кислородом и между двумя атомами кислорода (Na2O2,
H2O2). Пероксиды – сильные окислители. Смешанные оксиды – это смесь двух
оксидов (P3,O4).
Кроме этого, оксиды классифицируются по кислотным или основным
свойствам. Основные оксиды металлов с низкими степенями окисления реагируют
с кислотами, образуя соль и воду, а растворяясь в воде, образуют щелочи
(MgO, CaO). Кислотные оксиды обычно представляют собой простые молекулярные
оксиды неметаллов или d-элементов с высокими степенями окисления и,
растворяясь в воде, образуют кислоты (SO3). К амфотерным оксидам
принадлежат оксиды металлов с небольшой электроотрицательностью,
проявляющие, в зависимости от условий, свойства и кислотных, и основных
оксидов (ZnO). К числу амфотерных оксидов принадлежит вода. Нейтральные
оксиды не реагируют ни с кислотами, ни с основаниями и не образуют солей
(NO, N2O) [4].
Органические соединения. Существует огромное количество
кислородосодержащих органических веществ.
Спирты – это вещества, состоящие из углеводородных радикалов с одной
или несколькими гидроксильными группами –ОН. Фенолы – соединения с одной
или несколькими группами –ОН, присоединенными к бензольному кольцу. Эфиры –
два углеводородных радикала, соединенные атомом кислорода (R – O – R’) или
циклические эфиры.
Кислород встречается в органических соединениях в составе
карбонильной(=С=О) и карбоксильной групп (–СООН). Такие вещества
называются альдегидами (R – C=O – H), кетонами (R – C=O – R) и карбоновыми
кислотами. Существует также большое количество производных от карбоновых
кислот. Карбоновые кислоты широко распространены в природе. Многие
длинноцепочные кислоты и их сложные эфиры содержатся в жирах и маслах
животного и растительного происхождения.
Кроме этого, в составе карбоксильных групп кислород входит в важнейшие
биологоческие соединения, как аминокислоты, пептиды и белки.
Одновременно с карбоксильной и гидроксильной группами кислород входит в
состав также немаловажных для живых организмов – углеводов.
Атом кислорода на ряду с этим входит с –СООН и/или –ОН в состав таких
соединений, как нуклеиновые кислоты, жиры и масла, фосфолипиды, гормоны,
витамины, алкалойды и др. [4].
Список литературы
1. Мияки Я. Основы геохимии. – Л.: Недра, 1969.
2. Перельман А. И. Атомы спутники. – М.: Наука, 1990.
3. Перельман А. И. Геохимия. – М.: Высшая школа, 1989г.
4. Фримантл М. Химия в действии: Перевод с английского. – М.: Мир,
1991.