Изотопное фракционирование железа в процессе его биоконцентрирования растениями

Кафедра аналитической химии

Курсовая работа на тему:

Изотопное фракционирование железа в процессе его биоконцентрирования растениями

Студента 2-го курса магистратуры

Шаркова Дмитрия Евгеньевича.

Научный руководитель:

проф., д.х.н. Поваров В.Г.

Зав. кафедрой аналитической химии:

проф., д.х.н. Москвин Л.Н.

Санкт-Петербург

2010

Содержание

ВВЕДЕНИЕ

1. ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР

1.1 Основные факторы определяющие накопление химических элементов организмами

1.2 Кинетический и термодинамический изотопный эффект, общая характеристика

1.3 Физические принципы метода мессбауэровской спектроскопии и его модификации

2. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНАЯ ЧАСТЬ

2.1 Использованные реактивы и материалы

2.2 Пробоподготовка растительного материала

2.3 Анализ высотного распределения железа

2.4 Синтез ферроцена.

2.5 Хромато-масс-спектрометрия синтезированных образцов ферроцена

2.6 Мессбауэровская спектроскопия

3. ВЫВОДЫ

4. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

ВВЕДЕНИЕ

Процесс биоконцентрирования, то есть накопления химикатов живыми организмами, является общим для всех биологических объектов. Он характеризуется коэффициентом биоконцентрирования Bcf. Который показывает во сколько раз содержание химиката в растении больше, чем его содержание в питающим растворе. Проникновение химиката, в частности тяжелого металла, через корневые мембраны растений и его дальнейшее движение по капиллярным каналам сопровождается многократными актами диффузии а также сорбции и десорбции. В результате должно происходить изотопное фракционирование ионов металла также, как это происходит и в случае промышленного разделения изотопа на пористых перегородках. В научной литературе описан и хорошо изучен эффект фракционирования изотопов углерода в процессе фотосинтеза и миграции углеводов из листьев в корень. Углерод обедняется тяжелым изотопом 13С на 2-3% от своего естественного содержания. Также известна большая роль микроорганизмов в фракционировании водорода и кислорода. Целью настоящей работы является обнаружение эффекта изотопного фракционирования железа методами мессбауровской спектроскопии и масс-спектрометрии.

1. ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР

1.1 Основные факторы накопления химических элементов организмами

К числу наиболее важных проблем геохимии биосферы относится установление закономерностей накопления химических элементов живыми организмами. В последнее время появилось довольно много данных о составе организмов. Причем больше всего данных о составе растений, и особенно о концентрации в них металлов, получено в связи с массовым проведением поисков месторождений полезных ископаемых биогеохимическими методами.

Нахождение химических элементов в живых организмах рассматривается как особая биогенная форма нахождения химических элементов в природе. По сравнению с другими формами нахождения она является одной из наиболее сложных. В живых организмах химические элементы могут образовывать минералы (с характерным для них пространственным размещением атомов), ионные (и, вероятно, коллоидные) растворы, газовые смеси.

Формирование химическое состава организмов определяется несколькими факторами. Важнейшие из них объединены в три большие группы.

Биохимические факторы определяются в основном биологическими особенностями различных видов организмов, их возрастом и биохимическими закономерностями связи между элементами в организмах. Содержание одних и тех же химических элементов в различных частях организмов может изменяться в широких пределах.

Ландшафтно-геохимические факторы связаны с условиями среды обитания организмов. В последнее время эти условия часто стали определяться деятельностью людей. Влияние ландшафтно-геохимических факторов на концентрацию организмами химических элементов велико. Часто внешние факторы контролируют и возможность развития самих организмов в различных частях биосферы.

Роль кристаллохимических факторов в формировании химического состава начали изучать сравнительно недавно. Однако полученная информация позволяет предполагать наличие общих законов миграции химических элементов в живых организмах и косной части биосферы.

Значимость определенной группы и даже отдельных факторов в некоторых случаях может возрастать и становиться определяющей.

В зависимости от целого ряда причин в растениях отмечаются значительные отклонения в содержании тех или иных элементов. Величина коэффициента биологического концентрирования также может изменяться в широких пределах.

Различные виды растений в одних и тех же ландшафтно-геохимических условиях накапливают разные количества одного и того же элемента. Растения отличаются друг от друга не только анатомическим строением и физиологическими особенностями, но и химическим составом. Так, содержание углерода в растениях колеблется от 2,5 (в ряске малой) до 21,8% (в лишайнике кладония). Разница в содержании других химических элементов в различных видах растений может быть довольно значительной.

В связи с различным накоплением элементов разными видами растений изменяется и величина коэффициента биологического накопления. Так, для рода василистник, все виды которого энергично поглощают литий, коэффициент биологического концентрирования более 10. В данном случае литий может быть отнесен к сильно накапливаемым элементам, в то время как для большинства растений это элемент слабого захвата.

Высоким коэффициентом биологического концентрирования цинка в условиях тундры Кольского полуострова характеризуются береза карликовая и лишайники, никеля и меди -- вороника и лишайники; свинца -- лишайники. По степени накопления этих элементов вышеуказанными растениями их можно отнести к энергично накопляемым элементам. В то же время для большинства растений цинк является сильно накопляемым элементом; медь и никель относятся к элементам слабого накопления и среднего захвата, свинец является элементом слабого и очень слабого захвата.

Известны растения, которые выделяются очень интенсивным поглощением и накоплением того или иного элемента по сравнению с большинством других видов растений, произрастающих в тех же ландшафтно-геохимических условиях.

В различных органах растений накапливаются разные количества тех или иных элементов, что связано с их ролью в биохимических и физиологических процессах, протекающих в растительном организме.

Известно, что многие микроэлементы активно участвуют в физиологических процессах. Так, медь входит в состав ферментов, ускоряющих окислительные процессы в организме; молибден играет большую роль в усвоении растениями нитритного азота; литий стимулирует процессы дыхания, повышает гидрофильность коллоидов плазмы; цинк активно участвует в азотном обмене и гидролизе крахмала, а также связан с ростовым веществом; кобальт повышает интенсивность процессов дыхания и фотосинтеза; медь и никель участвуют в воспроизводительной функции растений.

Микроэлементы входят в состав витаминов, гармонов, хлорофилла, белков, углеводов, жиров и других биологически важных соединений.

Определенный орган растений характеризуется накоплением тех элементов, которые активно участвуют в процессах, протекающих в данном органе, или входят в состав органо-минеральных соединений, свойственных этому органу. Большинство элементов накапливается в наземных частях растений (в листьях и стеблях, или только в листьях, или только в стеблях) любых почвенно-климатических зон. Сюда относятся марганец, молибден, стронций, лантан, иттрий, иттербий, медь, титан, галлий, бор, никель, железо, алюминий, цирконий, кобальт. В корнях растений накапливаются серебро, свинец, галлий, олово, барий, вольфрам, а также хром, ванадий, уран. Равномерно распределяются по растению: в условиях таежной зоны -- цинк; альпийских и субальпийских лугов -- ниобий, скандий, олово, цинк; равнинных сухостепных и полупустынных районов -- калий, кремний, галлий, хром.

В растениях, имеющих клубни на корневой системе, максимальные содержания молибдена, никеля и ванадия обнаружены в клубнях, во много раз превышающие их содержания в почве.

Разница в содержании одного и того же элемента в различных органах может достигать 5--10 раз и более.

Содержание химических элементов в растениях на разных стадиях развития. Важнейшими процессами жизнедеятельности растений являются синтез органического вещества и дыхание, которые в разные периоды развития растений протекают с неодинаковой интенсивностью. Существует тесная взаимосвязь между внутренними процессами обмена веществ растений и внешними условиями питания. Внутреннее состояние растения, направление и интенсивность процессов обмена веществ в нем в значительной степени определяют его отношение к условиям внешней среды.

Наиболее энергичное поглощение минерального питания наблюдается в молодых растущих частях растений, что связано с интенсивностью синтеза белковых веществ. При старении организма интенсивность биологического синтеза замедляется и заменяется процессами распада, в связи с чем падает способность к поглощению элементов из окружающей среды.

Характер поступления и накопления минеральных веществ растениями зависит от типа растительности и продолжительности их жизни.

Однолетние растения характеризуются максимумом поступления элементов минерального питания в периоды до цветения или во время цветения; многолетние растения в ранние стадии вегетативного развития поглощают и накапливают небольшое число элементов (медь, молибден, калий, кальций и др.). Наиболее интенсивное поглощение более широкого круга элементов у многолетних растений отмечается в стадии массового цветения, отцветания и начала плодоношения, а также осенью в период листопада.

Поглощение элементов растениями в различные периоды их жизни зависит также от вида растений. Например, в условиях лесостепной и степной зон Сибири в районе месторождений редкометальных пегматитов для большинства многолетних трав характерно накопление бериллия в фазу цветения; стеллера карликовая поглощает этот элемент во время вегетационного периода; горицвет амурский накапливает бериллий в наибольшем количестве в период плодоношения.

В целом наибольшие колебания в поглощении микроэлементов растительностью в различные периоды ее развития особенно характерны для молодых, растущих органов (листья, цветы).

Также на усвоение и поглощение химических элементов растениями оказывают влияние интенсивность солнечного освещения, количество выпадающих осадков, колебания температур.

Наиболее интенсивно освещенные солнцем части растений в большинстве случаев содержат более высокие количества микроэлементов, что связано с влиянием солнечного освещения на проницаемость плазмы растительных клеток. Изменение проницаемости плазмы клеток увеличивает возможность проникновения одних элементов в растения и в то же время вызывает у растений потребность в элементах, оказывающих на плазму противоположное действие. Разница в содержании отдельных микроэлементов в растениях в зависимости от интенсивности солнечного освещения может достигать 2--5 раз и более.

Количество выпадающих осадков в течение всего вегетационного периода может оказать влияние на содержание микроэлементов в растениях. К примеру, железо в наибольшем количестве отмечается в растениях в засушливые годы, марганец -- во влажные.[23-24]

Отсюда следует, что результаты анализов нужно интерпретировать, основываясь и на данных о Bcf, и на данных о содержании металлов в растениях, и на данных об изменениях концентрации металла в воде. К счастью среди тяжелых металлов есть такой, который всегда присутствует в природе в больших количествах и может быть использован в качестве универсального стандарта. Это железо. Его среднее содержание в земной коре ?3,6% по массе, оно хорошо концентрируется растениями и хорошо определяется классическими химическими методами как непосредственно в воде, так и в растениях.

Главными источниками соединений железа в поверхностных водах являются процессы химического выветривания горных пород, сопровождающиеся их механическим разрушением и растворением. В процессе взаимодействия с содержащимися в природных водах минеральными и органическими веществами образуется сложный комплекс соединений железа, находящихся в воде в растворенном, коллоидном и взвешенном состояниях. Значительные количества железа поступают с подземным стоком и со сточными водами предприятий металлургической, металлообрабатывающей, текстильной, лакокрасочной промышленности и с сельскохозяйственными стоками[8-11].

Являясь биологически активным элементом, железо в определенной степени влияет на интенсивность развития фитопланктона и качественный состав микрофлоры в водоеме.

Концентрация железа подвержена заметным сезонным колебаниям. Обычно в водоемах с высокой биологической продуктивностью в период летней и зимней стагнации заметно увеличение концентрации железа в придонных слоях воды. Осенне-весеннее перемешивание водных масс (гомотермия) сопровождается окислением Fe(II) в Fе(III) и выпадением последнего в виде Fe(OH)3.

Содержание железа в поверхностных водах суши составляет десятые доли миллиграмма, вблизи болот - единицы миллиграммов. Повышенное содержание железа наблюдается в болотных водах, в которых оно находится в виде комплексов с солями гуминовых кислот - гуматами.

Содержание железа в воде выше 1-2 мг Fe/л значительно ухудшает органолептические свойства, придавая ей неприятный вяжущий вкус, и делает воду малопригодной для использования в технических целях.

Железо замечательно еще и тем, что содержит около 2 % изотопа 57Fe, обладающего свойством резонансного поглощения гамма квантов. На этом свойстве основана мессбауэровская спектроскопия соединений железа. Интенсивность поглощения при прочих равных условиях прямо пропорциональна количеству изотопа 57Fe в образце. Это открывает возможность изучения эффектов изотопного фракционирования железа в процессе его биоконцентрирования. И термодинамический и кинетический изотопные эффекты, о которых мы поговорим позднее, предсказывают обеднение смеси, поглощенной растением, тяжелыми изотопами.

Различие между массами изотопов данного элемента определяет различную подвижность атомов или молекул, состоящих из разных изотопов, что является причиной их разделения в процессах миграции -- перемещений в различных условиях) и прохождения через ряд химических реакций. Впервые В. И. Вернадский в 1926 г. Высказал мысль о возможном разделении изотопов в биосфере, особенно для биофильных элементов, миграция которых тесно связана с жизнедеятельностью организмов. Впоследствии это предположение подтвердилось. Многочисленные исследования показали, что изотопы одного и того же элемента и их соединения слегка различаются по своим химическим свойствам. Эти различия малы и снижаются у тяжелых элементов по мере увеличения массы изотопов. Но в отдельных случаях они достаточно ощутимы, чтобы вызвать концентрацию и разделение изотопов элементов в природных условиях. В 1935 г. Г. Юри показал в своих работах, что различие в химических свойствах изотопов одного и того же элемента вполне достаточно для их разделения как в лабораторных условиях, так и в природе. Вследствие большого различия масс изотопов водорода (протия и дейтерия) их разделение протекает наиболее эффективно.

Химические различия изотопов зависят от их термодинамических свойств. Изотопы данного химического элемента ведут себя различно при физических процессах. При этом определенную роль могут играть процессы испарения, физической абсорбции, растворения, плавления, кристаллизации.

Различие в массах изотопов приводит к тому, что их разделение совершается при обменных реакциях.

Естественные геохимические процессы имеют довольно сложный характер, где единичные процессы представляют скорее исключение. Некоторые периодически повторяющиеся циклические процессы в геохимических условиях могут вызывать значительное разделение изотопов.

Разделение изотопов в геохимических процессах возможно для всех элементов периодической системы, хотя для тяжелых элементов вероятность разделения мала. До настоящего времени обнаружено разделение изотопов у элементов с массовыми числами от 1 до 90.

ИЗОТОПЫ ВОДОРОДА

Водород в условиях Земли представлен тремя природными изотопами: 1Н (протий), 2Н (дейтерий D) и 3Н (тритий). Протий и дейтерий относятся к стабильным изотопам, тритий -- радиоактивный, возникающий в атмосфере Земли в результате; ядерных реакций с космическими лучами. Значительное различие масс 1Н и D определяет возможность их существенного фракционирования в условиях биосферы. Колебания изотопного состава водорода превышают колебания изотопных отношений всех других известных стабильных химических элементов. Основная часть водорода Земли связана с кислородом в воде, и поэтому колебания его изотопного состава связаны с естественным круговоротом воды. Природная вода состоит из трех стабильных изотопов кислорода и двух стабильных изотопов водорода. Это определяет существование девяти изотопных молекул воды, которые встречаются в следующей молекулярной концентрации, %:

Изотопные виды HD16O и D216O представляют собой тяжелую воду. При характеристике изотопного состава водорода применяют изотопную плотность, которая равна:

где (D/H)пр--изотопное отношение в пробе, (D/H)ст -- изотопное отношение в стандарте. По предложению Г. Крейга в 1961 г. в качестве международного стандарта принята средняя океаническая вода. Изотопная плотность выражается в промилле. Для стандартной океанической воды (Standard mean oceanic water - SMOW) она равна нулю. При этом отношение D/H = =0,000158 или H/D = 6329,1. Очевидно, что положительные значения ?D означают увеличение содержания тяжелого изотопа водорода, а отрицательные -- уменьшение по сравнению с содержанием в стандарте океанической воды. Зависимость между ?D и отношениями D/H и H/D показана в табл. 1.

Колебания изотопного состава водорода в природных объектах довольно существенны и превышают аналогичные изменения изотопных соотношений других химических элементов (рис. 1). Самые незначительные колебания ?D отмечаются в земных горных породах. В то же время наибольшие колебания характерны для летучих веществ преимущественно в природных водах и органическом веществе как земных объектов, так и метеоритов.

Таблица 1.

Рис. 2. Вариации изотопного состава водорода в природных объектах

ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА

Природный углерод состоит из двух стабильных изотопов 12С и 13С с соответствующей средней распространенностью 98,893 и 1,107%. Изотопный состав углерода выражается отношением 13С/12С или относительной плотностью ?13С, которая равна

Где (13С/12С)пр - изотопное отношение в исследуемой пробе, (13С/12С)ст - то, в стандарте. В качестве стандарта принят углерод ископаемого моллюска Belemnitella americana из слоев формации Пи Ди в Южной Калифорнии, обозначается oh PDB. Для этого стандарта отношение 12С/13С = 88,99, и соответственно ?13С = 0.

Фракционирование изотопов углерода происходит в процессе его геохимического круговорота (рис. 2). За начало этого круговорота можно принять выделение СО2 из мантийных глубин во время вулканических процессов, а также при термическом разложении известняков и доломитов в условиях метаморфизма. Затем СО2 распределяется между атмосферой и гидросферой. В морской воде СО2 связывается с Са и Mg, образуя известняки преимущественно биогенного происхождения. Другая часть СО2 атмосферы и гидросферы поглощается зелеными растениями в процессе фотосинтеза. Фотосинтез приводит к образованию органического вещества. Часть биомассы после гибели растений окисляется с образованием СО2, другая часть захороняется в условиях восстановительной среды. На всех этапах геохимического цикла происходит разделение изотопов углерода.

Колебания изотопного состава углерода природных объектов показаны на рис. 3. В морских известняках относительно увеличивается содержание 13С, что типично для кальцитовых и арагонитовых скелетов морских организмов. Изотопные отношения 12С/13С в морских известняках устанавливаются в пределах 88,0--89,0. Однако во время процесса фотосинтеза относительное содержание изотопа 13С в тканях растений уменьшается, поскольку скорость захвата молекулы 12СО2 более высокая, чем скорость захвата 13СО2. Поэтому для растений и их остатков наблюдаются более высокие отношения 12С/13С в пределах 90--92. Изотопный состав углерода растений наследуется углеродом животных, которые питаются растениями. Изотопный состав углерода графитов из древних метаморфических горных пород соответствует углероду растений -- продуктов фотосинтеза.

Рис. 2. Круговорот углерода в биосфере Земли.

Рис. 3. Вариации изотопного состава углерода в природных объектах

ИЗОТОПЫ АЗОТА

Азот биосферы Земли состоит из двух стабильных изотопов -- легкого 14N и тяжелого 15N с соответствующей относительной распространенностью 99,643 и 0,366%. При характеристике изотопного состава природного азота определяют изотопную плотность:

где (15N/14N)np -- отношение изотопов в пробе; (15N/14N)ст -то же, в стандарте, равное 0,0367 и соответствующее атмосферному азоту. Изотопный состав азота, растворенного в морской воде, одинаков с изотопным составом атмосферного азота.

В биосфере Земли изотопные отношения азота связаны с его геохимическим круговоротом, который показан на рис. 4.

Наиболее богата азотом земная атмосфера, где он накапливается вследствие своей относительной химической инертности и является основным компонентом. Некоторое количество азота, в среднем (20--30) * 10-6 г/г, встречается в изверженных породах, где он присутствует в структурах минералов в виде иона NH4+ Значительно богаче азотом осадочные горные породы. В них азот содержится в виде иона NH4 и в форме органических соединений.

Во время геохимического круговорота изотопные отношения азота изменяются (рис. 5). Можно отметить, что азот из магматических пород имеет довольно устойчивое изотопное соотношение. В то же время для дождевой воды и природных газов характерны колебания изотопных отношений азота.

Рис. 4. Круговорот азота в биосфере земли

Рис. 5. Вариации изотопного состава азота в биосфере

ИЗОТОПЫ КИСЛОРОДА

В геохимических процессах биосферы кислород очень активный химический элемент, приводящий к окислению многих минералов и органических веществ. Повышенная распространенность кислорода определяется главным образом ведущим значением дважды магического изотопа 16О. Изотопный состав природного кислорода выражается следующими значениями, %:

16О -- 99,759

17О -- 0,0374

18О -- 0,203

При изотопных исследованиях чаще всего измеряют отношение 18О/16О.

Изотопный состав кислорода выражается величиной уплотнения 18О, которая равна:

В качестве стандарта принят кислород океанической воды 18О/16О = 1993,4*10-6 и 16О/18О = 501,7. Зависимость между ?18О и изотопными отношениями показана в табл. 2.

Изотопный состав кислорода некоторых природных образований показан на рис. 6. Можно видеть, что наибольшим постоянством изотопного состава кислорода отличаются магматические породы Земли, Луны и каменные метеориты. Заметные колебания изотопного состава кислорода характерны для осадочных и метаморфических пород как продуктов седиментации в водной среде с последующим метаморфизмом. Однако наибольшие колебания изотопного состава кислорода отмечаются в летучих и подвижных веществах, в частности в природных водах, вулканических газах и органическом веществе.

Вариации изотопных отношений кислорода происходят в биосфере преимущественно в природных водах и связаны с общим круговоротом воды. Изотопный состав кислорода в природных водах изменяется одновременно с изотопным составом водорода, поскольку молекулы воды DOH и DDO, с одной стороны, и Н217О и Н218О, с другой, обладают одинаковыми физическими свойствами. В природе наблюдается корреляция между изменением изотопного состава водорода и кислорода. Эта корреляция, по Г. Крейгу, определяется отношением ?D = 8 ?18O+10. Графически она может быть выражена прямой Крейга, которая показана на рис. 7.

Круговорот природных вод на поверхности Земли может быть сравним с дистилляционной системой, в которой главным резервуаром является океан. Наиболее легкие фракции этой системы представлены атмосферными водами и образованными ими ледниками в полярных районах Арктики и Антарктики. Изотопный состав кислорода снега около Южного полюса определяется значением ?180=--60 ‰, водорода ? D = --44О‰. Простые вычисления показывают, что если бы все ледники растаяли, то изотопный состав океанической воды изменился бы: ?18О на -- 1 ‰ и ? D на -- 10 ‰-

Табл. 2. Степень уплотнения кислорода в зависимости от изотопных отношений

Рис. 7. Прямая Крейга выражающая зависимость между ?D и ?18O в природных водах

Рис. 7. Вариации изотопного состава кислорода в природных объектах

Анализ изотопных отношений 18О/16О и D/H в минералах и их жидких включениях позволяет получить сведения о температурах формирования минералов. Изотопные отношения также используются для выяснения происхождения вод, из которых осаждались рудные минералы. Изотопные исследования свидетельствуют о большой роли атмосферных вод в формировании гидротермальных растворов, образующих рудные месторождения. Магматические интрузии действуют в данном случае как генераторы тепла, возбуждающие циркуляцию воды, большая часть которой возникла за счет атмосферных вод. Количество собственно магматических вод оказывается очень малым по сравнению с большим объемом подогретых грунтовых вод, образующихся в результате инфильтрации в глубинные горизонты атмосферных вод.

Изотопные отношения кислорода между твердой и жидкой фазами применяют для определения температуры формирования минералов, содержащих кислород. Ранее эти отношения были изучены в осадочных карбонатных минералах, потом в минералах эндогенного генезиса. Зависимость между изотопными отношениями кислорода в минералах и температурами их образования представлена на рис. 8.

Важная роль кислорода в живом веществе хорошо известна. Но в то же время кинетика атомов и молекул кислорода во время образования органических соединений при фотосинтезе оказалась выясненной благодаря изотопным исследованиям. А. Виноградов и Р. Тейс показали, что изотопный состав кислорода, выделяющегося при фотосинтезе, отличается от изотопного состава атмосферного и водного кислорода. В процессе фотосинтеза происходит небольшое фракционирование изотопов кислорода. Изотоп 18О накапливается преимущественно в органических продуктах фотосинтеза, несколько меньше в свободно выделяющемся в атмосферу кислороде.

ИЗОТОПЫ СЕРЫ

Природная сера состоит из четырех стабильных изотопов с соответствующим распространением, %:

32S = 95,1; 33S = 0,74; 34S = 4,3; 36S = 0,016.

Масс-спектрометрические определения обнаружили естественные колебания изотопного состава серы различных природных объектов.

Наиболее часто употребляется отношение (32S/34S)ст в связи с повышенной распространенностью этих изотопов. Изотопный состав серы характеризуется уплотнением

Отношение (32S/34S)ст, соответствует изотопному составу серы из троилита железных метеоритов, который характеризуется следующими значениями: ? 34S = 0; 32S/34S = 22,22 и 34S/32S = 0,045004.

Рис. 9. Геохимический круговорот серы с участием микроорганизмов

Рис. 10. Вариации изотопного состава серы в природных объектах

Сера -- подвижный и химически активный элемент в условиях биосферы. Она образует свыше 400 минеральных видов. В естественных условиях она проявляет себя в нескольких валентных состояниях, из которых главное значение имеют S2-, представленный в сульфидах и S6+ в сульфатах. Небольшую ролъ играет самородная сера нулевой валентности, четырехвалентная сера встречается редко. Сера относится к биофильным элементам и входит в состав белковых тел. Геохимическая миграция серы в биосфере связана с живым веществом, с деятельностью бактерий в водной среде. Геохимический круговорот серы показан на рис. 9.

Высокая геохимическая подвижность серы приводит к разделению ее изотопов в природных условиях. Наибольшие различия в изотопном составе серы наблюдаются между серой осадочных сульфатов (эвапоритов) и серой осадочных сульфидов. Главный процесс, приводящий к такому разделению изотопов серы, заключается в обменной изотопной реакции в морской воде в разлых окислительно-восстановительных условиях:

Для этой реакции при температуре +25 °С константа равновесия равна 1,074. Отсюда следует, что сера в сероводороде будет более легкой, чем в сульфатном ионе.

К настоящему времени накопился огромный материал по изотопному составу серы в различных объектах, позволяющий решать целый ряд генетических вопросов генезиса металлических полезных ископаемых и источника металлов.

Вариации изотопного состава серы в различных природных образованиях показаны на рис. 10. Наиболее устойчивые отношения изотопов серы обнаружены во всех исследованных метеоритах. Типичным сернистым минералом метеоритов является троилит (FeS), для которого установлены ничтожно малые изменения изотопного состава серы ? 34S от 0,0 до 0,6 ‰. Даже углистые хондриты, отличающиеся довольно значительными колебаниями изотопного состава водорода, углерода, азота и кислорода, содержат серу с малыми изменениями изотопного состава. Сульфиды преимущественно биогеохимического происхождения характеризуются значительными колебаниями изотопного состава серы. При обширной рудной минерализации низкотемпературные сульфиды отличаются значительно большими колебаниями изотопного состава по сравнению с высокотемпературными сульфидами.

ИЗОТОПЫ КРЕМНИЯ И НЕКОТОРЫХ ДРУГИХ ЭЛЕМЕНТОВ

Кремний один из ведущих элементов земной коры и мантии нашей планеты. Он образует свыше 500 минеральных видов, что свидетельствует о его геохимической активности. Природный кремний состоит из трех стабильных изотопов, % :

28Si = 92,27; 29Si = 4,68; 30Si = 3,05.

Измерения изотопного состава кремния обычно производятся по отношению 30Si/28Si. Определение изотопной плотности производится по формуле

Основные результаты определения изотопного состава крем-ния показаны на рис. 11, где видно, что изотопные колебания небольшие. В гранитах и кислых изверженных породах преобладает относительно тяжелый изотоп 30Si, в основных породах сосредоточен более легкий -- 28Si. Небольшие изотопные колебания связаны с кремнием биологического и осадочного происхождения. Небольшие изменения изотопного состава обнаружены у других легких элементов: лития, бора, магния, калия, кальция. Познавательное значение этих данных пока что небольшое.

1.2 Кинетический и термодинамический изотопный эффект, их общая характеристика

Кинетический изотопный эффект

Если в молекуле реагирующего вещества заменить какой-нибудь из атомов на его изотоп, то будет наблюдаться некоторое изменение его реакционной способности и подвижности, выражающееся в изменении константы скорости и коэффициента диффузии, кинетический изотопный эффект [12].

Обычно кинетическим изотопным эффектом называют отношение кинетического параметра для легкого изотопа, к аналогичной величине частицы, содержащей тяжелый изотоп.

Например, константа скорости бимолекулярной реакции :

k = p Z 0 e -E/RT

где

Z0 = r2 (8RT/ m)1/2

Эта величина носит название фактор соударения, а р и m - стерический фактор реакции и приведенная масса реагентов соответственно.

Исходя из вышеизложенного, легко заметить, что отношение констант скоростей, обратно пропорционально корню из отношения их приведенных масс

k/k' = p Z 0 e -E/RT /( p Z 0 e -E/RT )'

k/k' = p r2 (8RT/ m)1/2 e -E/RT /(( p r2 8RT/ m')1/2 e -E/RT )'

k/k' =(m'/m)1/2

Для коэффициентов диффузии можно записать соотношение:

D = ? (RT/ m)1/2

D/D'= ? (RT/ m)1/2 /? (RT/ m')1/2 = (m'/m)1/2

Таким образом, получаем:

D/D' = k/k'=(m'/m)1/2

Данный вывод имеет огромное значение. Сталкиваясь с мембранными процессами в растениях, мы не имеем возможности определить скорость прохождения через них частиц, зато можем определить степень изотопного фракционирования. Действительно, при диффузии через мембрану скорость диффузии (диффузионный поток) рассчитывается по закону Фика:

Q=DdC/dx=C/x

Где C перепад концентраций на границах мембраны, x - толщина мембраны. Тогда отношение диффузионных потоков 56Fe и 57Fe равно:

57Q/56Q=(57D/56D)(57C/56C)=(56/57)1/2(2/98)=0.0206

Здесь мы использовали то обстоятельство, что содержание 56Fe в природном железе равно 98 %, а также предположили, что концентрация железа уменьшается до нуля по мере продвижения к внутренней границе мембраны.

В случае отсутствия эффекта изотопного фракционирования отношение коэффициентов диффузии равнялось бы единице. На самом деле оно равно 1.009. Это означает, что каждую секунду диффузионный поток переносит на 0.9% меньше 57Fe, чем это было бы без эффекта. Если совершить данный процесс 1 раз, то степень обогащения образца 56Fe составит:

%56Fe=100*98*1.009/(1.009*98+2)

Нетрудно видеть, что при многократном проведении процесса справедливо рекуррентное соотношение:

%56Fe(i)=100*(%56Fe(i-1))*1.009/(1.009*(%56Fe(i-1))+(%57Fe(i-1)))

где I - номер диффузионного процесса, i-1 - номер предшествующего ему процесса.

Термодинамический изотопный эффект

Термодинамический изотопный эффект также имеет универсальный характер и отражает фундаментальное термодинамическое свойство - стремление веществ к наименьшему запасу свободной энергии [13]. Эффект разделения изотопов реализуется в изотопно-обменных процессах.

Минимум свободной энергии достигается при различающемся изотопном составе компонентов системы. Изотопный обмен заключается в перераспределении изотопов между молекулами одинакового или различного химического состава, находящимися в рассматриваемой системе. Обычно перераспределение изотопов рассматривают на примере реакции изотопного обмена двух химических соединений (АХn и ВХm), содержащих два изотопа -- одного элемента X (X - легкий изотоп. X* - тяжелый):

mАХn + nBX*m <-> mАХ*n+ nВХm.

Константа равновесия этой «изотопной» реакции (как и любой химической) имеет вид

K = ([АХ*n]/[ АХn])m/([BX*m]/[ BXm])n

Примерами реакций изотопного обмена с участием изотопов углерода являются [10, 11]

С12O2 +C13H4 = С13O2 +C12H4

С13О2 (газ) + С12О2 (раст.) = С12О2 (газ) + С13О2 (раст.)

При этом в реакциях, достигших стадии равновесия, изотопный состав компонентов системы (например, метана и двуокиси углерода) вследствие термодинамического изотопного эффекта оказывается неодинаковым. Случай неполного сжигания углерода:

С13 + С120 = С130 + С12

K = (С130/ С120)* С12/ С13 = 1.02 при 500 °С

Здесь равновесие смешено в сторону С130, происходит обеднение С13.

С помощью методов статистической термодинамики, учитывающих поступательную, вращательную и колебательную энергии изотопных молекул, константу изотопного равновесия можно выразить через статистические суммы по энергетическим состояниям соединения. Статистическая сумма представляет собой результат суммирования энергетических состояний по всем уровням всех молекул данного сорта, входящих в систему.

Изменение стандартной свободной энергии процесса определяется через константу равновесия

?F°= -RTlnK.

Как известно, константа равновесия может быть выражена через статистические суммы участников реакции

InK = m lnZAX* n + n lnZBXm -m lnZAxn- n lnZBX*m.

Следовательно,

К = (ZAX*n/ ZAxn)m/(ZBX*m/ZBXm)n

Статистическую сумму Z можно представить в виде сомножителей, соответствующих слагаемым энергии молекулы

Z = ZпостZврZколZэлZядe-E0/RT

Где индексы относятся к поступательному, вращательному и колебательному движениям молекулы, а также к электронным энергетическим уровням и ядерным спинам; Ео - нулевая энергия. R- постоянная Болышана; Т- абсолютная температура.

Статистические суммы для электронных и ядерных уровней выпадают из расчета, поскольку Zэл и Zяд для изотопов практически одинаковы.

Для остальных статистических сумм известны следующие соотношения:

Zпост = const*(M3/2T5/2)/p (6)

где М - молекулярная масса р- давление или концентрация

Zвр = const*(IT)/s (7)

где s- число симметрии молекулы

Zкол = П(1/(1-e-hvi /rT)) (8)

Где vi - колебательная частота

Для отношения статистических сумм изотопных разновидностей молекул, исходя из выражений (6). (7), (8), получаем

ZAX*n/ ZAxn = Z*/Z =[ sI*M*3/2 e(-hvi)/2/rT(1 - e(-hvi)/2/rT)]/ [ s*IM3/2 e(-hv*i)/2/rT(1 - e(-hvi)/2/rT)] (9)

Это соотношение верно для двухатомных молекул, имеющих одну основную частоту колебаний.

Отношения статистических сумм, которые определяют константу равновесия в реакциях изотопного обмена, являются, в конечном счете, функцией только колебательных частот и температур. Колебательные частоты определяются из спектроскопических данных (табличных).

Из выражения (9) видно, что Z*/Z приближается к единице с увеличением температуры; из этого следует, что термодинамический изотопный эффект при высоких температурах, как правило, минимален.

Зная колебательные частоты, можно представить константы равновесия реакций изотопного обмена в виде функций от температуры.

Разделение изотопов, как правило, уменьшается с увеличением температуры

1.3 Физические принципы метода мессбауэровской спектроскопии и его модификации

В основе метода мессбауэровской спектроскопии лежит безотдачное резонансное поглощение гамма-квантов ядрами определенного изотопа, находящегося в исследуемом веществе. Источник гамма-квантов представляет собой вещество, в котором находятся ядра мессбауэровского изотопа в возбужденном состоянии. Они излучают гамма-кванты с энергией Е0 при переходе в основное состояние. Это излучение, попадая в объект исследования, содержащий аналогичные ядра (но в основном состоянии), переводит их в возбужденное состояние, т.е. резонансно поглощается [14].

Очень малая ширина ядерных уровней, лежащая в пределах 10-10?10-15 от величины энергии ядерного перехода, определяет чрезвычайно высокую разрешающую способность мессбауэровской спектроскопии по энергии, которая намного превосходит разрешающую способность любых других физических методов. Аналитическая информативность мессбауэровской спектроскопии определяется тем, ядро мессбауэровского атома является высокочувствительным зондом, у которого энергия ядерных подуровней изменяется в зависимости от электронного окружения ядра, а также от внутренних и внешних электрических и магнитных полей. Для измерения мессбауэровских спектров, т.е. измерения сечения резонансного поглощения или рассеяния, необходимо изменять энергию гамма-квантов источника в диапазоне от единиц до десятков наноэлектронвольт. Чаще всего изменение энергии излучения гамма-квантов достигается за счет установки источника на допплеровский модулятор, обеспечивающий непрерывное перемещение источника относительно поглотителя (анализируемого образца), поглощающего их. В этом случае, если источник движется со скоростью v относительно поглотителя, то энергия гамма-квантов в направлении поглотителя выражается как

, (10)

где E0 - энергия гамма-кванта, вылетающего из неподвижного источника, Е(v) - энергия гамма-кванта при движении источника со скоростью v, v - скорость движения источника относительно поглотителя и с - скорость света. В МС спектр принято представлять либо в виде зависимости относительной интенсивности излучения прошедшего через образец или рассеянного им, от скорости движения источника относительно образца.

Фактически это означает, что спектр представляет собой зависимость сечения поглощения гамма-квантов источника образцом, в зависимости от величины допплеровской добавки к энергии этих квантов. В последнее время для удобства количественной оценки сигнала вместо относительной интенсивности приводят значение величины эффекта, которое показывает относительное отклонение сигнала от фонового значения. Для получения дополнительной информации об анализируемом объекте, обычно варьируют параметры внешней среды, влияющие на эффект резонансного поглощения, такие как температура, давление, внешние магнитные и электрические поля.

Для измерения мессбауэровских спектров наиболее часто используется схема анализа (иногда называемая геометрией) на поглощение, когда регистрируется гамма- излучение источника прошедшее через поглотитель. Другим вариантом является регистрация рассеянного поглотителем излучения, связанного с резонансными процессами. Во всех рассмотренных методах функция радиоактивного мессбауэровского источника сводится к созданию потока монохроматичного и интенсивного резонансного гамма-излучения, которое затем используется для исследования состояния мессбауэровских ядер в поглотителе или рассеивателе.

Независимо от схемы анализа, возможность применения метода к тем или иным объектам определяется их элементным составом. В настоящее время известно более 40 элементов, изотопы которых могут быть использованы в мессбауэровской спектроскопии, однако, в силу ряда физических и технических ограничений, в аналитических целях используется не более 7 (57Fe, 119Sn, 121Sb, 125Te, 129I, 151Eu и 197Au), из которых наибольшее практическое значение имеют изотопы 57Fe и 119Sn. Несмотря на относительно небольшое число «мессбауэровских» изотопов возможности метода оказываются достаточно широкими, поскольку в их число входит изотоп железа. Это связано с тем, что железо относится к числу самых распространенных на Земле элементов. Содержание железа в земной коре составляет 3.6 % по массе. Для него известно свыше 300 минералов благодаря необыкновенной склонности к изоморфным замещениям. Также много железа и в космических телах. В каменных метеоритах в среднем 12,35% железа, в железных 90,35%, в породах поверхностного слоя Луны - 10-12%. На Солнце железо входит в десятку самых распространенных элементов. Исключительная распространенность железа в природе и его использование в качестве основного компонента сталей, являющихся наиболее важным конструкционным материалом, выдвигает метод МС в разряд одного из необходимых и эффективных методов структурных исследований и вещественного анализа твердофазных образцов.

Мессбауэровские спектры несут информацию о большом числе взаимодействий, многие из которых опосредовано связаны с химической природой мессбауэровского атома и его ближайшего окружения. Связь эта является косвенной потому, что химические свойства атома обуславливаются его внешними электронами, которые экранированы от мессбауэровского ядра внутренними электронами. В Таблице приведен перечень наиболее важных параметров, необходимых для проведения качественного анализа, которые определяются из мессбауэровских спектров, схемы ядерных уровней, демонстрирующие влияние рассматриваемых параметров, и соответствующие этим схемам формы мессбауэровских спектров. В качестве резонансных ядер рассматриваются ядра наиболее широко используемых мессбауэровских изотопов 57Fe и 119Sn. У этих изотопов основное состояние ядра имеет спин Iо=1/2, а возбужденное Iв=3/2.

Таблица. 3 Основные параметры мессбауэровских спектров.

Каждый из перечисленных в таблице параметров мессбауэровских спектров имеет свою физическую природу и обладает определенной аналитической информативностью.

Ширина линии - согласно принципу неопределенности Гейзенберга естественная ширина линии, определяемая как Г = h/?, где h = h/2?, а ? - время жизни возбужденного состояния мессбауэровского ядра. Типичные значения времен жизни возбужденных состояний ядер лежат в интервале от 10-10 до 10-5с, что отвечает ширинам линий ? = 10-6 ? 10-10 эВ, а так как энергия ядерных переходов составляет 104 ? 105 эВ, то относительная ширина линий для этих переходов находится в интервале 10-10?10-15. Линия экспериментального мессбауэровского спектра при небольшой толщине поглотителя имеет лоренцевскую форму и её минимальная ширина определяется удвоенной естественной шириной линии поглощения Г. Теоретически показано и экспериментально подтверждено, что существует уширение линий, обусловленное диффузным движением атомов. На ширину линии влияют дефекты кристаллической решетки, которые приводят к вариациям в локальном окружении резонансных атомов. Наиболее сильно уширение линий проявляется в спектрах аморфных и стеклообразных материалов.

Изомерный (химический) сдвиг ?с - смещение линии резонансного поглощения относительно нулевой скорости, которое возникает, если химическое окружение мессбауэровских ядер в источнике и поглотителе не идентично. Величина ?с определяется следующим выражением:

, (11)

где е - заряд электрона, Z - заряд ядра, ?R - изменение радиуса ядра при переходе из возбужденного состояния в основное, R - средний радиус ядра, и - электронная плотность на ядре резонансного атома в поглотителе и источнике, соответственно. Для конкретного ядра отношение ?R/R постоянно и химический сдвиг определяется только различием в значениях электронной плотности на резонансных ядрах в источнике и поглотителе. Плотность электронного заряда на ядре в основном определяется s - электронами различных оболочек. Таким образом, химический сдвиг зависит от заселенности валентных s-состояний атомов участвующих в ядерном гамма резонансе. Электроны других оболочек (p, d, f) могут в разной степени оказывать косвенное влияние на величину ?с посредством частичного экранирования s-электронов или образования с s-орбиталями гибридных состояний, что в общем случае требует их учета при интерпретации величин химических сдвигов. Исследования с помощью мессбауэровской спектроскопии величины ? позволяют делать выводы о характере химической связи, её ковалентности, координационном числе, степени делокализации электронов и т.д.

Допплеровский сдвиг второго порядка (температурный сдвиг) ?вп - проявляется в виде смещения линии резонансного поглощения, если источник и поглотитель находятся при разных температурах. Величина смещения определяется выражением:

, (12)

где <v2> - зависящая от температуры среднеквадратичная скорость, характеризующая движение атомов в твердом теле. Следовательно, наблюдаемый в мессбауэровских спектрах изомерный сдвиг ? является суммой двух вкладов ?=?с + ?вп.

Квадрупольное расщепление ?EQ - является результатом взаимодействия резонансного ядра, имеющего несферическую форму, с градиентом электрического поля, создаваемого на ядре электронной оболочкой и лигандами. Такое взаимодействие приводит к энергетическому сдвигу и расщеплению уровней ядра. Например, для ядер 57Fe или 119Sn квадрупольное расщепление описывается выражением:

, (13)

где е - элементарный заряд, eQ - квадрупольный момент ядра, Vzz - значение главной компоненты градиента электрического поля на ядре, ? = (Vzz-Vyy)/Vxx - параметр асимметрии. Vxx и Vyy - значения градиента электрического поля вдоль осей x и y. Выбор осей осуществляется так, чтобы 0??? 1. Градиент электрического поля на ядре определяется следующими факторами:

§ геометрией расположения и эффективными зарядами ионов, окружающих резонансное ядро в анализируемом веществе;

§ присутствием частично заполненных несферических электронных оболочек (p, d, f) в самом резонансном атоме.

Таким образом, в общем случае квадрупольное взаимодействие мессбауэровского ядра содержит в себе информацию о структуре его атомного окружения в кристаллической решетке и о состоянии собственных валентных оболочек. Одновременное присутствие в мессбауэровском спектре химического сдвига и квадрупольного расщепления, на которые по разному влияют s- и p- электроны, позволяет получить более разностороннюю информацию о состоянии электронной оболочки резонансного атома и о локальной структуре кристаллической решетки.

Магнитное (Зеемановское) расщепление ?Em - возникает благодаря взаимодействию магнитного момента ядра в основном и возбужденном состояниях с эффективным магнитным полем на ядре, создаваемым электронной оболочкой. Величина Зеемановского расщепления определяется зависимостью:

, (14)

где gI - ядерное гиромагнитное отношение для данного уровня ядра, ?N - ядерный магнетон, В - магнитное поле на ядре, mI - магнитное квантовое число, ?mI - изменение магнитного квантового числа при переходе ядра из возбужденного состояния в основное. Например, при переходе Iв = 3/2 > Iо =1/2 (57Fe, 119Sn, 125Te) испускание каждого ?-кванта происходит следующим образом: с одного из четырех подуровней возбужденного состояния ядро переходит на один из двух подуровней основного состояния. Переход осуществляется в соответствии с правилом отбора для дипольных переходов (?m=0, ±1), что приводит к появлению в мессбауэровском спектре магнитной сверхтонкой структуры, состоящей из шести линий. Расчет энергетических уровней усложняется при одновременном участии ядра в магнитном и квадрупольном взаимодействиях. Величина внутреннего магнитного поля зависит от структурных и электронных параметров: числа неспаренных d-электронов, характера химической связи резонансного атома, состава и геометрии катионного окружения и т.д. Таким образом, появление сверхтонкого магнитного расщепления значительно увеличивает информативность мессбауэровских спектров, позволяя сделать выводы об особенностях электронной, кристаллохимической и магнитной структур анализируемых соединений.

Уникальность получаемой информации о локальном химическом состоянии резонансного атома и об электрических и магнитных полях действующих на ядро этого атома привели к тому, что появились работы, в которых резонансные атомы специально вводились в состав образца, в качестве своеобразного зонда. Этот подход нашел применение, в частности при исследовании высокотемпературных сверхпроводников, когда вводимое в малых количествах железо должно было замещать медь.

МАСС-СПЕКТРОМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД АНАЛИЗА

Масс-спектрометрический метод анализа основан на ионизации атомов и молекул изучаемого вещества, и последующем разделении образующихся ионов в магнитном и электрическом полях.

Несмотря на сходство названий, к спектроскопическим методам масс-спектрометрия, в сущности, не относится, так как прямо не связана с использованием электромагнитного спектра. Однако в технике работ она имеет много аналогий с оптической спектроскопией. Первые Масс-спектры были получены в Великобритании Дж.Дж. Томсоном U910), а затем Ф.У. Астоном {1919). Они привели к открытию стабильных изотопов, и вначале масс-спектрометрия применялась преимущественно для определения изотопного состава элементов и измерения их атомных масс.

Масс-спектрометрия и до настоящего времени является одним из основных методов получения информации о массах ядер и атомов и оценки распространенности изотопов в природе. По соотношению масс изотопов материнского и дочернего излучений (пар U--РЬ, К--At, Rb~Sr) определяют возраст горных пород геологических, археологиx и других объектов. Изотопный масс-спектрометрический анализ применяют в методе меченых атомов, когда в качестве метки используют стабильные изотопы.