Page 33 - 4497

час формування виду окремі його представники росли на різних субстратах, у зв’язку з чим
хімічний склад золи відображає не стільки склад гірської породи або грунту, на якому тепер
росте ця рослина, скільки склад порід і грунтів, на яких росли попередні покоління
представників даного виду, особливо в епоху видоутворення. Якщо коефіцієнт біологічного
поглинання перевищує 1, то елемент накопичуються в рослинах, а якщо він менший - тільки
захоплюються. За інтенсивністю біологічного поглинання всі елементи можна розділити на
чотири групи: інтенсивного накопичення (Р, S, Сl, I, Br), середнього накопичення (В, Ge, Zn,
Ca, Mg, К, Sr, Na), сильного захоплення (Mo, Cu, Ag, Mn, Sn, Ga, Ni, Co, Pb, Ba, Ra, As, F) і
слабкого захоплення (Cr, V, Si, Be, Cs, Li, Rb, Ti, Al, Fe, Cd, Sb, Y, Th, Zr, U, Nb).
Важливими для розуміння біогенної міграції є поняття дефіцитних і надлишкових
елементів. Дефіцитними називають такі елементи, додавання рухомих форм яких до
ландшафту збільшує щорічну продукцію живої речовини (П). У більшості випадків бракує
саме рухомих форм, у той час як загальний (валовий) вміст елементу може бути достатньо
великим. У різних ландшафтах установлений дефіцит O, N, Р, K, Ca, Mg, Co, I, F, Mo, Mn і
інших елементів. Надлишковими називаються такі елементи, видалення яких із ландшафту
збільшує П (Cl, S, Na, Cu, Ni, Fe, F і ін.).
Вплив живих організмів на міграцію елементів не обмежується їх концентруванням.
Вихідні речовини фотосинтезу - CO 2 і H 2O - на земній поверхні не є ні окислювачами, ні
відновниками. Але в ході фотосинтезу це "нейтральне середовище" роздвоюється на
протилежності: виникає сильний окислювач - вільний кисень і сильні відновники - органічні
сполуки. Поза організмами розкладання CO 2 і H 2O можливе тільки за високих температур,
наприклад, у магмі. Вуглець і водень органічних сполук, а також вільний кисень, що
виділився при фотосинтезі, "зарядилися" сонячною енергією, піднялися на більш високий
енергетичний рівень, стали "геохімічними акумуляторами".
Зараз відомо близько 300 стабільних ізотопів та понад 1200 радіоактивних.
Можливість коливань ізотопного складу стабільних елементів вперше була
підтверджена в 1925 році англійськими фізиками Бриско і Рабінсоном, які досліджували
атомну масу бору з різних родовищ. А вже в 1932 році А.Холмс (Англія) запропонував
використовувати коливання ізотопного складу кальцію при петрогенетичних дослідженнях.
Значний внесок у становлення і розвиток ізотопної геохімії належить також А. О. Ц. Ніру,
Е. А. Гульбрансену і Ф. А. Мерфі (США); Ф. Е. Вікману (Швеція); Е. К. Герлігу,
А. І. Тугаринову, А. П. Виноградову, Е. М. Галімову, В. А. та Л. Н. Гриненко,
А. К. Лаврухіній, Е. В. Соботовичу, К. І. Донцовій (СРСР); А. Полянскі (Польща), К. Ранкама
(Англія) і т.д.
Такий бурхливий розвиток геохімії ізотопів обумовлений широкими можливостями
використання її результатів. Адже вивчення геохімії ізотопів дозволяє: визначати вік
мінералів і порід (за співвідношеннями ізотопів U, Pb, K, Ar, C, Sr); встановлювати біогенне
походження корисних копалин (ізотопи H, C, N, O, S); знаходити сліди процесів контамінації
та гібридизму магматичних порід (ізотопи C); - визначати джерела надходження мінеральної
речовини.
Коливання ізотопного складу, які вивчаються ізотопною геохімією, обумовлені двома
основними чинниками:
1) утворення ізотопів у процесі ядерних перетворень (перш за все - U, Pa, Ac, Ra, Rn,
Po, Bi, Sm, Re, Lu, Rb, K, Pb, Os, Hf, Sr, Ca, Ar);
2) фракціонування ізотопів (перш за все H, B, C, N, O, S, Cl) в ході таких геохімічних
процесів:
- реакції ізотопного обміну;

32