Ciclo biogeoquímico del nitrógeno en la naturaleza. Ciclo biogeoquímico del nitrógeno y consecuencias del impacto antropogénico sobre el mismo

Cada elemento químico, al hacer un ciclo en un ecosistema, sigue su propio camino especial, pero todos los ciclos son impulsados ​​por la energía, y los elementos que participan en ellos pasan alternativamente de forma orgánica a inorgánica y viceversa. Consideremos los ciclos de algunos elementos químicos, teniendo en cuenta las peculiaridades de su ingreso del fondo de intercambio a la reserva y regreso al fondo de intercambio.

ciclo del nitrógeno. Por supuesto, este es uno de los ciclos más complejos y al mismo tiempo más vulnerables (Fig. 11.5).

A pesar de la gran cantidad de organismos involucrados, el ciclo proporciona una rápida circulación de nitrógeno en varios ecosistemas. Por regla general, en términos cuantitativos, el nitrógeno sigue al carbono, con el que participa en la formación de compuestos proteicos. El nitrógeno, que forma parte de las proteínas y otros compuestos que contienen nitrógeno, se transfiere de una forma orgánica a una inorgánica como resultado de la actividad de una serie de bacterias quimiotróficas. Cada tipo de bacteria hace su parte del trabajo, oxidando el amonio a nitrito y luego a nitrato. Sin embargo, los nitratos disponibles para las plantas "se escapan" de ellas como resultado de la actividad de las bacterias desnitrificantes, que reducen los nitratos a nitrógeno molecular.

El ciclo del nitrógeno se caracteriza por un extenso fondo de reserva en la atmósfera. El aire por volumen está compuesto casi en un 80% por moléculas

Arroz. 11.5.

nitrógeno (N2) y representa el mayor reservorio de este elemento. Al mismo tiempo, el contenido insuficiente de nitrógeno en el suelo a menudo limita la productividad de las especies de plantas individuales y de todo el ecosistema en su conjunto. Todos los organismos vivos necesitan nitrógeno, que se utiliza en diversas formas para formar proteínas y ácidos nucleicos. Pero solo unos pocos microorganismos pueden usar el gas nitrógeno de la atmósfera. Afortunadamente, los microorganismos fijadores de nitrógeno convierten el nitrógeno molecular en iones de amonio disponibles para las plantas. Además, la formación de nitratos por medios inorgánicos ocurre constantemente en la atmósfera, pero este fenómeno juega solo un papel auxiliar en comparación con la actividad de los organismos nitrificantes.

Ciclo del fósforo. El fósforo es uno de los elementos biogénicos más importantes. Forma parte de ácidos nucleicos, membranas celulares, enzimas, tejido óseo, dentina, etc. En comparación con el nitrógeno, se presenta en relativamente pocas formas químicas.

El fósforo ingresa al fondo de intercambio de dos maneras (Fig. 11.6). En primer lugar, debido a la excreción primaria de los consumidores y, en segundo lugar, en el proceso de destrucción de materia orgánica muerta por bacterias reductoras de fosfato, que convierten el fósforo de la forma orgánica en fosfatos solubles: PO^ - , HPO ^ - y HjPO ^ ., los descomponedores convierten el fósforo de forma orgánica a inorgánica sin oxidarlo.

Arroz. 11.6. Ciclo biogeoquímico del fósforo: I - fondo de intercambio; II - fondo de reserva

Una característica del ciclo biogeoquímico del fósforo es que, a diferencia del nitrógeno y el carbono, su fondo de reserva no es la atmósfera, sino rocas y sedimentos formados en épocas geológicas pasadas. En este sentido, la circulación del fósforo se perturba fácilmente, ya que la mayor parte de la sustancia se concentra en un fondo de reserva poco activo y de baja movilidad enterrado en la corteza terrestre. La imperfección del ciclo biogeoquímico del fósforo es que la disponibilidad de este elemento es limitada debido a la fuga en los sedimentos profundos.

Ciclo del azufre. El azufre se caracteriza por un extenso fondo de reserva en la corteza terrestre y uno más pequeño en la atmósfera y la hidrosfera (Fig. 11.7). Como resultado de tal coordinación del intercambio y los fondos de reserva, el azufre no es un factor limitante. La principal fuente de azufre disponible para los organismos son varios sulfatos. La buena solubilidad en agua de muchos sulfatos facilita el acceso del azufre inorgánico a los ecosistemas. Al absorber sulfatos, las plantas los restauran y producen aminoácidos que contienen azufre (metionina, cisteína, cistina). Se sabe que estos aminoácidos juegan un papel importante en la formación de la estructura terciaria de las proteínas al formar puentes disulfuro entre diferentes partes de la cadena polipeptídica.

Arroz. 11.7.

I - fondo de cambio; II, III - fondos de reserva

Al igual que los nitratos y los fosfatos, los sulfatos, la principal forma de azufre disponible para las plantas, son reducidos por los autótrofos e incorporados a las proteínas. Los restos orgánicos de animales y plantas se mineralizan, y el azufre reducido incluido en su composición durante la descomposición aeróbica es oxidado enzimáticamente por diversos grupos de microorganismos quimiotróficos. Procesos similares se llevan a cabo en los embalses.

A partir de las sulfoproteínas contenidas en el suelo, las bacterias heterótrofas producen sulfuro de hidrógeno. Por otro lado, hay varios grupos de bacterias quimiotróficas que pueden volver a oxidar el sulfuro de hidrógeno a sulfatos, lo que nuevamente aumenta el suministro de azufre disponible para los productores. Tales bacterias no necesitan luz. Por ejemplo, las bacterias quimiotróficas. tiobacilo sintetizar sustancias orgánicas gracias a la energía obtenida durante la oxidación del ácido sulfhídrico a sulfatos en un ambiente donde reina la oscuridad eterna.

La última fase del ciclo del azufre es totalmente sedimentaria. Consiste en la precipitación de este elemento en condiciones anaerobias en presencia de hierro. Varias etapas de este proceso, especialmente las reversibles, permiten además el uso de reservas de rocas sedimentarias. Así, el proceso termina con una acumulación lenta y gradual de azufre en rocas sedimentarias profundas.

El ciclo del carbono. El carbono es el principal material de construcción de moléculas de compuestos orgánicos importantes para la vida (carbohidratos, grasas, proteínas, ácidos nucleicos, etc.). Este bioelemento participa en un ciclo con un pequeño pero móvil fondo de reserva en la atmósfera (Fig. 11.8), de donde es obtenido por las plantas en forma de dióxido de carbono. Es el dióxido de carbono, atmosférico y disuelto en agua, la única fuente de carbono inorgánico, a partir del cual se producen todos los compuestos orgánicos que componen una célula viva en el proceso de fotosíntesis. El movimiento del carbono a lo largo de las cadenas alimentarias de un ecosistema está estrechamente relacionado con la transferencia de energía; no en vano, el dióxido de carbono y el agua son los productos finales de la actividad vital.

En el suelo, muy a menudo el ciclo del carbono se ralentiza. Las sustancias orgánicas no están completamente mineralizadas, sino que se transforman en un complejo complejo de derivados de ácidos orgánicos, formando una masa de color oscuro, el llamado humus. Bajo cualquier condición, el complejo orgánico no puede mineralizarse completamente por medios aeróbicos y, por lo tanto, se acumula en varias rocas sedimentarias. Luego está el estancamiento o bloqueo del ciclo del carbono; un ejemplo de esto es la acumulación de carbón, petróleo y otros recursos de hidrocarburos.

Arroz. 11.8.

I - fondo de cambio; II - fondo de reserva

Los productores no pueden asimilar formas sólidas de carbono, por lo que el aire atmosférico sirve como única fuente para las plantas. Ahora bien, las reservas de carbono en la atmósfera en forma de CO 2 son relativamente pequeñas. Gracias al sistema de amortiguamiento del ciclo del carbonato marino, el ciclo del carbono se vuelve sostenible, pero sigue siendo vulnerable debido a la pequeña cantidad del fondo de reserva.

El ciclismo involucra no solo elementos biogénicos, sino también muchos contaminantes. Algunos de ellos circulan en el medio ambiente y tienden a acumularse en los organismos. En tales casos, la concentración de cualquier contaminante que se encuentre en los organismos aumenta a medida que avanza en la cadena alimentaria, ya que los organismos absorben los contaminantes más rápido de lo que los liberan. El mercurio, por ejemplo, puede estar contenido en el agua y el sedimento del fondo en concentraciones relativamente inofensivas, mientras que su contenido en el cuerpo de los animales acuáticos con caparazón o caparazón puede alcanzar un nivel letal para ellos. La acción de plaguicidas como el DDT se basa en un principio similar: su contenido en agua puede ser tan pequeño que es casi imposible detectarlos, pero cuanto más alto es el nivel trófico en el que se encuentra el organismo dado, mayor es la concentración de el plaguicida en sus tejidos. Este fenómeno se conoce como amplificación biológica o acumulación biológica.

Para que la vida continúe existiendo, los elementos químicos deben circular constantemente desde el ambiente externo hacia los organismos vivos y viceversa, pasando del citoplasma de algunos organismos a una forma asimilada por otros organismos. La propiedad más importante de los flujos en los ecosistemas es su ciclicidad. Las sustancias en los ecosistemas hacen un ciclo casi completo, ingresando primero a los organismos, luego al ambiente abiótico y nuevamente regresando a los organismos.

Los momentos críticos de los ciclos biogeoquímicos son la captura (nivel de productores) y retorno (nivel de descomponedores) de sustancias del medio físico. Estos momentos están asociados con reacciones de reducción y oxidación. La restauración de los productos químicos se lleva a cabo en última instancia debido a la energía de la radiación solar. En cada etapa de la transferencia de energía, se disipa y termina en el nivel de los descomponedores, que oxidan los elementos a un estado en el que ya pueden ser capturados por los productores. En general, a nivel del fondo de intercambio, el ciclo biogeoquímico puede representarse mediante un sistema de pasos, dentro de cada uno de los cuales se lleva a cabo su propia parte del proceso de oxidación (Fig. 11.9).

Arroz. 11.9.

En el camino de los consumidores a los productores, actúan los descomponedores, representados por varios grupos de bacterias quimiotróficas, que oxidan los compuestos de elementos biogénicos a formas disponibles para los productores. En el ciclo del nitrógeno y azufre, en esta etapa se incluyen bacterias heterótrofas, reduciendo los compuestos y haciéndolos así inaccesibles para las plantas. En el ciclo del azufre, la actividad de las bacterias heterótrofas se equilibra con la actividad de varios grupos de quimiotrofos aeróbicos y anaeróbicos a la vez. En el ciclo del nitrógeno, la barrera energética se nivela debido a la actividad de los microorganismos fijadores de nitrógeno.

• Las bacterias desnitrificantes utilizan el nitrato como fuente de oxígeno.

El ciclo del agua en la naturaleza (ciclo hidrológico) es el proceso de movimiento cíclico del agua en la biosfera terrestre. Se compone de evaporación, condensación y precipitación.

Los mares pierden más agua por evaporación que la que reciben por precipitación, en tierra la situación se invierte. El agua circula continuamente por todo el mundo, mientras que su cantidad total permanece sin cambios.

Las tres cuartas partes de la superficie terrestre están cubiertas de agua. La capa de agua de la Tierra se llama hidrosfera. La mayor parte es agua salada de los mares y océanos, y la menor parte es agua dulce de lagos, ríos, glaciares, aguas subterráneas y vapor de agua.

En la tierra, el agua existe en tres estados de agregación: líquido, sólido y gaseoso. Los organismos vivos no pueden existir sin agua. En cualquier organismo, el agua es el medio en el que tienen lugar las reacciones químicas, sin el cual los organismos vivos no pueden vivir. El agua es la sustancia más valiosa y más necesaria para la vida de los organismos vivos.

El constante intercambio de humedad entre la hidrosfera, la atmósfera y la superficie terrestre, que consiste en los procesos de evaporación, el movimiento del vapor de agua en la atmósfera, su condensación en la atmósfera, la precipitación y la escorrentía, se denomina ciclo del agua en la naturaleza.

La precipitación atmosférica se evapora parcialmente, forma parcialmente drenajes y depósitos temporales y permanentes, y parcialmente se filtra en el suelo y forma agua subterránea.

Hay varios tipos de ciclos del agua en la naturaleza:

Una circulación grande o mundial: el vapor de agua formado sobre la superficie de los océanos es transportado por los vientos a los continentes, cae allí en forma de precipitación y regresa al océano en forma de escorrentía. En este proceso, la calidad del agua cambia: durante la evaporación, el agua salada del mar se convierte en agua dulce y el agua contaminada se purifica.

Una circulación pequeña u oceánica: el vapor de agua formado sobre la superficie del océano se condensa y cae como precipitación de regreso al océano.

Circulación intracontinental: el agua que se ha evaporado sobre la superficie terrestre vuelve a caer sobre la tierra en forma de precipitación.

Al final, la precipitación en proceso de movimiento llega nuevamente a los océanos.

ciclo de oxigeno

El oxígeno atmosférico es de origen biogénico, y su circulación en la biosfera se realiza reponiendo las reservas en la atmósfera como resultado de la fotosíntesis vegetal y la absorción durante la respiración de los organismos y la combustión de combustible en la economía humana. Además, se forma una cierta cantidad de oxígeno en la atmósfera superior durante la disociación del agua y la destrucción del ozono bajo la acción de la radiación ultravioleta; parte del oxígeno se gasta en procesos oxidativos en la corteza terrestre, durante erupciones volcánicas, etc.

Este ciclo es muy complejo, ya que el oxígeno entra en diversas reacciones y forma parte de un número muy elevado de compuestos orgánicos e inorgánicos, y es lento. Se tarda unos 2 mil años en renovar por completo todo el oxígeno de la atmósfera (a modo de comparación: alrededor de 1/3 del dióxido de carbono atmosférico se renueva anualmente).

Actualmente, se mantiene un ciclo de oxígeno en equilibrio, aunque se producen perturbaciones locales en grandes ciudades densamente pobladas con un gran número de empresas industriales y de transporte.

El ciclo del carbono.

Este es uno de los ciclos biosféricos más importantes, ya que el carbono es la base de la materia orgánica. El papel del dióxido de carbono es especialmente grande en el ciclo. Las reservas de carbono "vivo" en la composición de los organismos terrestres y oceánicos son, según diversas fuentes, 550--750 Gt (1 Gt \u003d 1 mil millones de toneladas), con el 99,5% concentrado en la tierra, el resto en el océano. Además, el océano contiene hasta 700 Gt de carbono en forma de materia orgánica disuelta.

Las reservas de carbono inorgánico son mucho mayores. Por encima de cada metro cuadrado de tierra y océano hay 1 kg de carbono atmosférico y debajo de cada metro cuadrado de océano a una profundidad de 4 km - 100 kg de carbono en forma de carbonatos y bicarbonatos. Hay aún más reservas de carbono en las rocas sedimentarias: la piedra caliza contiene carbonatos, las lutitas contienen kerógenos, etc.

Aproximadamente 1/3 del carbono "vivo" (alrededor de 200 Gt) circula, es decir, es absorbido anualmente por los organismos en el proceso de fotosíntesis y regresa a la atmósfera, y la contribución del océano y la tierra a este proceso es aproximadamente similar. A pesar de que la biomasa del océano es mucho menor que la biomasa de la tierra, su producción biológica es creada por muchas generaciones de algas de vida corta (la proporción de biomasa y producción biológica en el océano es aproximadamente la misma que en un agua dulce). ecosistema.

Hasta el 50% (según algunas fuentes, hasta el 90%) del carbono en forma de dióxido es devuelto a la atmósfera por los microorganismos descomponedores del suelo. Las bacterias y los hongos contribuyen por igual a este proceso. El retorno de dióxido de carbono durante la respiración de todos los demás organismos es menor que durante la actividad de los descomponedores.

Algunas bacterias producen metano además de dióxido de carbono. La liberación de metano del suelo aumenta con el encharcamiento, cuando se crean condiciones anaeróbicas favorables para la actividad de las bacterias formadoras de metano. Por este motivo, la emisión de metano del suelo forestal aumenta considerablemente si se tala la masa forestal y, por disminución de la transpiración, se produce su encharcamiento. Los campos de arroz y el ganado emiten mucho metano.

En la actualidad, existe una violación del ciclo del carbono debido a la quema de una cantidad significativa de portadores de energía carbonosos fósiles, así como a la deshumificación de los suelos cultivables y al drenaje de los pantanos. En general, el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera aumenta un 0,6% anual. El contenido de metano aumenta aún más rápido, en un 1-2%. Estos gases son los principales contribuyentes al aumento del efecto invernadero, que depende en un 50 % del dióxido de carbono y en un 33 % del metano.

El ciclo del nitrógeno es el ciclo biogeoquímico del nitrógeno. La mayor parte se debe a la acción de los seres vivos. Los microorganismos del suelo juegan un papel muy importante en el ciclo, proporcionando el metabolismo del nitrógeno en el suelo - el ciclo del nitrógeno en el suelo, que está presente en forma de una sustancia simple (gas - N2) e iones: nitritos (NO2-) , nitratos (NO3-) y amonio (NH4+). Las concentraciones de estos iones reflejan el estado de las comunidades del suelo, ya que estos indicadores se ven afectados por el estado de la biota (plantas, microflora), el estado de la atmósfera y la lixiviación de diversas sustancias del suelo. Son capaces de reducir la concentración de sustancias que contienen nitrógeno que son perjudiciales para otros organismos vivos. Pueden convertir el amoníaco, tóxico para los seres vivos, en nitratos menos tóxicos y en nitrógeno atmosférico biológicamente inerte. Así, la microflora del suelo contribuye a mantener la estabilidad de sus parámetros químicos.

Ciclo del fósforo.

En el ciclo del fósforo, a diferencia de los ciclos del carbono y del nitrógeno, no hay fase gaseosa. El fósforo en la naturaleza se encuentra en grandes cantidades en los minerales de las rocas y entra en los ecosistemas terrestres en el proceso de su destrucción. La lixiviación del fósforo por precipitación conduce a su ingreso a la hidrosfera y, en consecuencia, a los ecosistemas acuáticos. Las plantas absorben fósforo en forma de fosfatos solubles de una solución acuosa o del suelo y lo incluyen en compuestos orgánicos: ácidos nucleicos, sistemas de transferencia de energía (ADP, ATP) y en las membranas celulares. Otros organismos obtienen fósforo a través de cadenas alimentarias. En los organismos animales, el fósforo forma parte del tejido óseo, la dentina.

En el proceso de respiración celular, los compuestos orgánicos que contienen fósforo se oxidan, mientras que los fosfatos orgánicos ingresan al medio ambiente como parte de las excretas. Los organismos reductores mineralizan las sustancias orgánicas que contienen fósforo en fosfatos inorgánicos, que pueden volver a ser utilizados por las plantas y, por lo tanto, volver a participar en el ciclo.

Dado que no existe una fase gaseosa en el ciclo del fósforo, el fósforo, al igual que otros elementos biogénicos del suelo, circula en el ecosistema solo si se depositan productos de desecho en los lugares de absorción de este elemento. La alteración del ciclo del fósforo puede ocurrir, por ejemplo, en los agroecosistemas, cuando el cultivo, junto con los nutrientes extraídos del suelo, se transporta a distancias considerables y no se devuelven al suelo en los lugares de consumo.

ciclo del azufre

El ciclo del azufre también está estrechamente relacionado con la materia viva. El azufre en forma de SO2, SO3, H2S y azufre elemental es liberado a la atmósfera por los volcanes. Por otra parte, en la naturaleza se conocen en gran cantidad diversos sulfuros metálicos: hierro, plomo, zinc, etc. El sulfuro sulfuroso se oxida en la biosfera con la participación de numerosos microorganismos para sulfatar azufre SO42 de suelos y cuerpos de agua. Los sulfatos son absorbidos por las plantas. En los organismos, el azufre forma parte de los aminoácidos y las proteínas, y en las plantas, además, forma parte de los aceites esenciales, etc. Los procesos de destrucción de los restos de organismos en los suelos y en los limos de los mares van acompañados de transformaciones muy complejas del azufre. Cuando las proteínas se destruyen con la participación de microorganismos, se forma sulfuro de hidrógeno. Además, el sulfuro de hidrógeno se oxida a azufre elemental oa sulfatos. Este proceso involucra una variedad de microorganismos que crean numerosos compuestos intermedios de azufre. Se conocen yacimientos de azufre de origen biogénico. El sulfuro de hidrógeno puede volver a formar sulfuros "secundarios", y el sulfato de azufre crea yeso. A su vez, los sulfuros y el yeso se destruyen nuevamente y el azufre reanuda su migración.

Ciclos biogeoquímicos del carbono, nitrógeno y oxígeno(Fig. 6.9) son los más perfectos. Debido a sus grandes reservas atmosféricas, son capaces de autorregularse rápidamente. EN Ciclo del carbono , o más bien ¾ de su forma más móvil ¾ CO 2 , la cadena trófica es claramente visible: productores¾ capturan carbono de la atmósfera durante la fotosíntesis, consumidores¾ absorber carbono junto con los cuerpos de productores y consumidores de órdenes inferiores, descomponedores¾ devolviendo el carbono al ciclo. La tasa de renovación del CO 2 es de aproximadamente 300 años (su reemplazo completo en la atmósfera y otros elementos del ciclo (Fig. 6.10).

Arroz. 6.9. Esquema de la circulación biogeoquímica de sustancias en la tierra (según R. Kashanov, 1984)

Arroz. 6.10. Tasas de circulación de la materia (Cloud y Jibor, 1972)

En el océano mundial, la cadena trófica: productores (fitoplancton) ¾ consumidores (zooplancton, peces) ¾ descomponedores (microorganismos) ¾ se complica por el hecho de que parte del carbono de un organismo muerto, que se hunde hasta el fondo, "va" a rocas sedimentarias y ya no interviene en el ciclo biológico, sino en el geológico de la materia.

Los bosques son el principal reservorio de carbono ligado biológicamente, contienen hasta 500 mil millones de toneladas de este elemento, que son 2/3 de su reserva en la atmósfera. La intervención humana en el ciclo del carbono provoca un aumento del contenido de CO 2 en la atmósfera.

Velocidad ciclo de oxigeno ¾ 2000 años (Fig. 6.10), es durante este tiempo que todo el oxígeno de la atmósfera pasa a través de la materia viva. El principal proveedor de oxígeno en la Tierra ¾ plantas verdes. Producen anualmente 53 × 10 9 toneladas de oxígeno en la tierra y ¾ 414 × 10 9 toneladas en los océanos.

El principal consumidor de oxígeno son los animales, los organismos del suelo y las plantas que lo utilizan en el proceso de respiración. El proceso de circulación del oxígeno en la biosfera es muy complejo, ya que está contenido en muchos compuestos químicos.

Se estima que el 23% del oxígeno se consume anualmente para necesidades industriales y domésticas, el cual se libera durante la fotosíntesis.

Se supone que en un futuro próximo todo el oxígeno producido se quemará en hornos y, por lo tanto, es necesario un aumento significativo de la fotosíntesis y otras medidas radicales.

Biogeoquímica ciclo del nitrógeno no menos complejo que el carbono y el oxígeno, y cubre todas las áreas de la biosfera. Su absorción por las plantas es limitada, ya que asimilan el nitrógeno únicamente en forma de su combinación con hidrógeno y oxígeno. Y ello a pesar de que las reservas de nitrógeno en la atmósfera son inagotables (78% de su volumen). Los reductores (destructores), y específicamente las bacterias del suelo, descomponen gradualmente las sustancias proteicas de los organismos muertos y las convierten en compuestos de amonio, nitratos y nitritos. Parte de los nitratos ingresan a las aguas subterráneas durante el ciclo y las contaminan.

El peligro también radica en el hecho de que el nitrógeno en forma de nitratos y nitritos es absorbido por las plantas y puede transferirse a lo largo de las cadenas alimentarias (tróficas).

El nitrógeno vuelve a la atmósfera con los gases liberados durante la descomposición. El papel de las bacterias en el ciclo del nitrógeno es tal que si solo se destruyen 12 de sus especies involucradas en el ciclo del nitrógeno, la vida en la Tierra cesará. Los científicos estadounidenses creen que sí.

El ciclo biogeoquímico en la biosfera, además del oxígeno, el carbono y el nitrógeno, también lo llevan a cabo muchos otros elementos que forman parte de la materia orgánica: azufre, fósforo, hierro, etc.

Ciclos biogeoquímicos de fósforo y azufre, los elementos biogénicos más importantes son mucho menos perfectos, ya que la mayoría de ellos están contenidos en el fondo de reserva de la corteza terrestre, en el fondo "inaccesible".

Ciclo de azufre y fósforo ¾ típico ciclo biogeoquímico sedimentario. Dichos ciclos se rompen fácilmente por diversos tipos de influencias, y parte del material intercambiado sale del ciclo. Puede regresar nuevamente a la circulación solo como resultado de procesos geológicos o mediante la extracción de componentes biofílicos por parte de la materia viva.

Fósforo contenidos en rocas formadas en épocas geológicas pasadas. Puede entrar en el ciclo biogeoquímico (Fig. 6.11) si estas rocas ascienden desde las profundidades de la corteza terrestre a la superficie terrestre, a la zona de meteorización. Por procesos de erosión, es sacado al mar en forma del conocido mineral ¾ apatito.

Arroz. 6.11. Ciclo del fósforo en la biosfera (según P. Duvigno, M. Tang, 1973; con cambios)

El ciclo general del fósforo se puede dividir en dos partes: agua y tierra. En los ecosistemas acuáticos es asimilado por el fitoplancton y transmitido a lo largo de la cadena trófica hasta los consumidores de tercer orden ¾ de las aves marinas. Sus excrementos (guano) ingresan nuevamente al mar y entran a la circulación, o se acumulan en la orilla y son arrastrados al mar.

De los animales marinos moribundos, especialmente los peces, el fósforo vuelve a entrar en el mar y en el ciclo, pero algunos de los esqueletos de los peces alcanzan grandes profundidades y el fósforo contenido en ellos vuelve a entrar en las rocas sedimentarias.

En los ecosistemas terrestres, el fósforo es extraído por las plantas de los suelos y luego se propaga a través de la red alimentaria. Vuelve al suelo después de la muerte de animales y plantas y con sus excrementos. El fósforo se pierde de los suelos como resultado de la erosión del agua. El aumento del contenido de fósforo en las vías fluviales de su transferencia provoca un rápido aumento de la biomasa de las plantas acuáticas, la "floración" de los cuerpos de agua y su eutrofización. La mayor parte del fósforo se lleva al mar y allí se pierde irremediablemente.

Esta última circunstancia puede conducir al agotamiento de las reservas de minerales que contienen fósforo (fosforitas, apatitas, etc.). Por lo tanto, debemos esforzarnos por evitar estas pérdidas y no esperar el momento en que la Tierra devuelva los “depósitos perdidos” a la tierra.

Azufre también tiene un fondo de reserva principal en sedimentos y suelo, pero, a diferencia del fósforo, tiene un fondo de reserva en la atmósfera (Fig. 6.12). Los microorganismos juegan el papel principal en el fondo de intercambio. Algunos de ellos son ¾ agentes reductores, otros ¾ agentes oxidantes.

Arroz. 6.12. Ciclo del azufre (según Yu. Odum, 1975):

El "anillo" en el centro del diagrama ilustra los procesos de oxidación (O) y reducción (R),
por lo que se intercambia azufre entre el fondo de sulfato disponible (SO 4)
y un fondo de sulfuros de hierro que se encuentran en las profundidades del suelo y en los sedimentos

En las rocas, el azufre se presenta en forma de sulfuros (FeS 2 y otros), en soluciones ¾ en forma de ion (SO 4) 2, en fase gaseosa en forma de sulfuro de hidrógeno (H 2 S) o dióxido de azufre (SO2). En algunos organismos, el azufre se acumula en estado puro (S 2) y, cuando mueren, se forman depósitos de azufre nativo en el fondo de los mares.

En el medio marino, el ion sulfato ocupa el segundo lugar en contenido después del cloro y es la principal forma disponible de azufre, que es reducido por los autótrofos e incluido en la composición de los aminoácidos.

El ciclo del azufre, aunque es requerido por los organismos en pequeñas cantidades, es clave en el proceso general de producción y descomposición (Yu. Odum, 1986). Por ejemplo, durante la formación de sulfuros de hierro, el fósforo se convierte en una forma soluble disponible para los organismos.

En los ecosistemas terrestres, el azufre regresa al suelo cuando mueren las plantas, es capturado por microorganismos, que lo reducen a H 2 S. Otros organismos y la propia exposición al oxígeno conducen a la oxidación de estos productos. Los sulfatos resultantes son disueltos y absorbidos por las plantas de las soluciones de los poros del suelo ¾ por lo que el ciclo continúa.

Sin embargo, el ciclo del azufre, así como el del nitrógeno, pueden verse alterados por la intervención humana (ver Fig. 6.12). Esto se debe principalmente a la quema de combustibles fósiles, y especialmente de carbón. El dióxido de azufre (SO 2 ) interrumpe los procesos de fotosíntesis y conduce a la muerte de la vegetación.

Los humanos rompen fácilmente los ciclos biogeoquímicos. Entonces, al extraer fertilizantes minerales, contamina el agua y el aire. El fósforo entra en el agua, provocando eutrofización, compuestos nitrogenados altamente tóxicos, etc. En otras palabras, el ciclo se vuelve no cíclico, sino acíclico. La protección de los recursos naturales debe orientarse a convertir los procesos acíclicos en cíclicos.

Así, la homeostasis general de la biosfera depende de la estabilidad del ciclo biogeoquímico de las sustancias en la naturaleza. Pero al ser un ecosistema planetario, se compone de ecosistemas de todos los niveles, su integridad y la estabilidad de los ecosistemas naturales son de suma importancia para su homeostasis.

Preguntas de control

1. ¿Cuál es el lugar de la biosfera entre las capas de la Tierra y cuál es su diferencia fundamental con otras capas?

2. ¿En qué consisten las partes abiótica y biótica de la biosfera como ecosistema global?

3. ¿Qué entendió V. I. Vernadsky por la materia viva del planeta?

4. ¿Qué principios bioquímicos subyacen a la migración biogénica?

5. ¿Cómo se lleva a cabo en la naturaleza una gran circulación de sustancias, incluido un gran ciclo del agua?

6. ¿Cuáles son las funciones más importantes de la materia viva proporcionadas por una pequeña circulación de sustancias en la naturaleza?

7. ¿Cuál es el papel de los fondos de reserva e intercambio en el ciclo biogeoquímico de las sustancias?

8. ¿Cuáles son las características de los ciclos biogeoquímicos de los principales elementos biogénicos?

La historia del desarrollo de los ciclos biogeoquímicos del nitrógeno en el planeta es compleja y contradictoria. El nitrógeno ingresó al planeta Tierra como resultado de la condensación de materia protoplanetaria cósmica interestelar, que incluía nitrógeno y sus diversos compuestos (NO, NH 3 , HC 3 N, etc.).

Calentamiento radiactivo del planeta, la formación de un manto fundido fue acompañada por la liberación de compuestos gaseosos de nitrógeno y su acumulación en la atmósfera primaria, en la que domina el N 2 (n · 10 15 t) incluso ahora. La lava enfriándose, las fumarolas de gas de los volcanes continúan suministrando a la biosfera nitrógeno, sus óxidos, cloruro de amonio y dióxido de carbono.

Descargas electroquímicas, reacciones fotoquímicas, temperaturas y presiones ultra altas contribuyeron a la aparición de formas moleculares no celulares de compuestos nitrogenados orgánicos en el planeta.

La aparición de bacterias fijadoras de nitrógeno y bacterias heterótrofas de vida libre probablemente marcó el comienzo del enriquecimiento biogénico de la biosfera primaria con compuestos nitrogenados, la formación de aminoácidos, proteínas, compuestos nitrogenados minerales (amonio, sales de nitrato). Es posible que la fijación biogénica de nitrógeno precediera al inicio de la fotosíntesis, procediera en condiciones anóxicas anaeróbicas del pasado distante y fuera llevada a cabo por microorganismos del tipo Clostridium. Las bacterias de este género siguen siendo los agentes más importantes de fijación de nitrógeno en condiciones anaeróbicas.

La fijación biológica de nitrógeno por parte de los microorganismos está mucho más extendida en la naturaleza de lo que parecía hace 20 o 30 años. Además de las bacterias del grupo Rhizobium, que fijan nitrógeno en formaciones de nódulos en las raíces de las plantas leguminosas, la fijación de nitrógeno no simbiótica (asociativa) por numerosas bacterias heterótrofas y hongos está ampliamente desarrollada (Umarov, 1983). Este tipo de fijación de nitrógeno es realizado por cientos de especies de diversos microorganismos que viven en la rizosfera de las plantas, en el suelo y en la superficie de tallos y hojas (filosfera).

En promedio, la fijación de nitrógeno asociativa (no simbiótica) en los ecosistemas es de 40-50 kg/ha por año; pero en la literatura mundial hay indicios de que la fijación de nitrógeno no simbiótica en los trópicos alcanza los 200-600 kg/ha por año (Umarov, 1983). Al mismo tiempo, la mayor parte (> 90%) de la masa de nitrógeno se fija en la rizosfera utilizando la energía de las secreciones de las raíces y las raíces pequeñas que mueren. Por lo tanto, en presencia de cobertura vegetal, los suelos siempre fijan varias veces más nitrógeno que los suelos de barbecho puro.

Según lo establecido por los estudios de Umarov (1983), la fijación asociativa de nitrógeno es característica de la mayoría de las especies de plantas herbáceas y leñosas, incluidas sus formas cultivadas. Los suelos de praderas, chernozem y castaños (90-330 kg/ha), así como los suelos de bosques de montaña del Cáucaso (hasta 180 kg/ha) tienen un alto potencial de fijación de nitrógeno en la rizosfera. Solo durante la temporada de crecimiento en los campos, este tipo de fijación puede proporcionar a los suelos 30-40 kg/ha de nitrógeno adicional. Esto no es sorprendente, ya que los microorganismos fijadores de nitrógeno pueden representar del 20 al 80% de su población total.

Existe una clara relación positiva entre los procesos de fijación de nitrógeno por parte de los microorganismos y la fotosíntesis de las plantas en los ecosistemas. Cuanto mayor es la productividad de la fotosíntesis de las plantas, más nitrógeno se fija en el suelo. Este es el mecanismo más importante de la biogeoquímica del nitrógeno en la biosfera y en la agricultura.

El papel de las algas verdeazuladas en la biogeoquímica del nitrógeno es grande, numerosas especies de las cuales también tienen la capacidad de fijar nitrógeno simultáneamente con el proceso de fotosíntesis. Las algas verdeazuladas (Cyanophyta) enriquecen los suelos con nitrógeno, especialmente los arrozales de regadío, las aguas de ríos, lagos y pantanos y los sedimentos. Pero también viven en la superficie de rocas desnudas o suelos desérticos.

El desarrollo de la cubierta vegetal y los microorganismos asociados a las plantas aumentó significativamente la participación del nitrógeno atmosférico en la composición de la biomasa. La complicación de las formas de vida en el planeta provocó el alargamiento de las cadenas alimenticias, la acumulación de materia orgánica viva y muerta en la tierra y en el océano. Esto creó la posibilidad de la existencia a largo plazo de compuestos orgánicos de nitrógeno en la biosfera y la litosfera. El papel de las plantas herbáceas es especialmente grande en esto. Las partes terrestres y subterráneas de la vegetación herbácea consumen anualmente de 20-25 a 600-700 kg/ha de nitrógeno (generalmente las raíces contienen 2-6 veces más nitrógeno que la parte terrestre). En este caso, la biomasa total, por regla general, contiene de 10 a 50 veces más carbono que nitrógeno. Todo esto confirma el enorme papel global del carbono y el nitrógeno en la creación de fitomasa (Titlyanova, 1979). Pero los compuestos de nitrógeno se filtran fácilmente de los tejidos vegetales por la humedad de la lluvia. Al entrar en el suelo, son reconsumidos por las plantas.

Cuán complejos y poco estudiados son los ciclos biogénicos del nitrógeno, evidenciados por los hechos establecidos de la transferencia de compuestos nitrogenados de planta a planta (de la misma y diferente especie) a través de excreciones de raíces en el suelo, y posiblemente por contacto directo de las raíces. . Este asombroso mecanismo muestra cuán "ahorrativas" son las plantas en la nutrición con nitrógeno. Este fenómeno probablemente también existe en la biogeoquímica de otros elementos.

Como se sabe, el contenido de proteínas del grano de trigo y el contenido de nitrógeno en ellos aumenta con la disminución de las precipitaciones en las estepas de la llanura rusa. Esto ya se ha establecido para el contenido de nitrógeno total en la biomasa de las plantas herbáceas. En condiciones de estepa, el contenido de nitrógeno en la biomasa seca de las gramíneas alcanza el 2-2,6%; con el aumento de la humedad, disminuye a 1-1.5%.

Todos estos hechos dan testimonio del enorme papel de la vegetación (especialmente los pastos) y los microorganismos en la biogeoquímica del nitrógeno en la tierra. El desarrollo de la cubierta vegetal, la aparición del proceso de formación del suelo (hace 300-400 millones de años), la formación de la capa de humus y del suelo fino, su eliminación y acumulación en forma de rocas sedimentarias amplió el proceso de transferencia atmosférica. nitrógeno a la biosfera, elevando su contenido en ésta hasta el nivel n 10 15 t.

Al mismo tiempo, se debe enfatizar que el retorno de nitrógeno a la atmósfera a través de la desnitrificación es un proceso tan universal como la fijación y la nitrificación. Este proceso asegura el ciclo global del nitrógeno en el planeta.

Las condiciones redox dentro de los suelos son altamente heterogéneas. Incluso en suelos aireados, hay áreas de deficiencia de oxígeno donde puede ocurrir la desnitrificación. La abundancia de materia orgánica móvil fresca y la sobresaturación de los suelos con humedad siempre intensifican bruscamente los procesos de desnitrificación después de las lluvias, durante el encharcamiento y durante el riego. La desnitrificación es aún más pronunciada en paisajes acuáticos (pantanos, lagos, estuarios, etc.).

Este proceso biogeoquímico planetario dirigido tiene un carácter policíclico. La parte predominante del nitrógeno fijado en la naturaleza, a través de transformaciones microcíclicas repetidas, nitrificación y desnitrificación, finalmente se devuelve en forma de nitrógeno gaseoso molecular (N 2 ) a la atmósfera. Pero a medida que se desarrolló la biosfera, aumentó la duración de la existencia y el tamaño de la masa de compuestos orgánicos y minerales biogénicos de nitrógeno en el planeta. La cantidad de sedimentos orgánicos enterrados aumentó. La duración de los microciclos individuales del ciclo biogeoquímico terrestre general del nitrógeno varía en la era actual desde cortos (días, semanas, meses) en tejidos microbianos hasta significativos (años) en ecosistemas de vegetación herbácea y largos (décadas, siglos, milenios) en ecosistemas leñosos. ecosistemas y en el humus del suelo. Los ciclos terrestres completos del nitrógeno que se encuentra en los sedimentos de los ríos, lagos, mares, en los combustibles fósiles de la corteza terrestre, abarcan un tiempo del orden de decenas de milenios, cientos de miles y millones de años.

Los ciclos biogeoquímicos naturales del nitrógeno (así como del carbono) en la biosfera estaban "casi cerrados", pero tenían el carácter de una reproducción expandida dirigida de reservas en la biosfera. La biosfera no sólo no cedió las masas de nitrógeno y carbono completamente capturadas, sino que aumentó progresivamente sus reservas totales de forma fija (en humus, turba, en la masa de carbones fósiles, petróleo, esquisto, betún, etc.).

La época antropogénica ha hecho cambios notables en los ciclos naturales establecidos del nitrógeno. Lo principal que ha sucedido y está sucediendo es (aparte de la agricultura) la aparición en la biosfera de un nuevo mecanismo industrial antropogénico de fijación de masas de nitrógeno en forma de decenas de millones de toneladas de fertilizantes nitrogenados, así como la liberación de óxidos de nitrógeno al medio ambiente a partir de grandes masas de combustibles fósiles quemados (plantas de calefacción, transporte, aviación, misiles). Las fuentes tecnogénicas de compuestos de nitrógeno en la biosfera están creciendo rápidamente, duplicándose cada 6-7 años. Ya en los años 70-80 del siglo XX. Anualmente se producen en el mundo 50-60 millones de toneladas/año de fertilizantes nitrogenados (en términos de nitrógeno). A principios del siglo XXI. este valor puede llegar a 100-150 millones de toneladas/año. Probablemente, en este momento, la entrada tecnogénica de nitrógeno en la biosfera puede ser igual o superior a todas las formas biogénicas de su entrada.

En la era antropogénica, especialmente en el período moderno, el proceso de enriquecimiento del medio ambiente con compuestos nitrogenados se ha incrementado notablemente. Como apuntábamos anteriormente, se está produciendo el proceso de nitrogenación tecnogénica del ambiente, acompañado de un conjunto complejo de factores positivos (aumento de los rendimientos, aumento de la proporción de proteínas en la dieta) y negativos (cáncer, metahemoglobinemia, aumento de la acidez del suelo). y precipitación) consecuencias. La destrucción de bosques, estepas (y micorrizas), la sustitución de leguminosas por cereales, la destrucción de los horizontes de humus de suelos ricos en microflora y la reducción de la superficie del suelo también provocaron cambios adicionales en la biogeoquímica del nitrógeno en la biosfera. Todos estos cambios, a menudo de naturaleza opuesta, no han sido estudiados ni cuantificados. Aparentemente, sin embargo, existe una tendencia a reducir el papel de la fijación biogénica de nitrógeno en su circulación general en el planeta.

Fue en este contexto de perturbaciones en el ciclo normal del nitrógeno en la naturaleza que los fertilizantes minerales de los suelos produjeron los cambios antes mencionados en los elementos de ingreso del balance de nitrógeno y en la geografía de su distribución, y también elevaron el nivel general de concentración de nitratos y sales de amonio en suelos y aguas. Pero un factor aún más serio en la ruptura del equilibrio, el nivel de concentración y las formas de los compuestos de nitrógeno en la atmósfera y especialmente en la hidrosfera y los suelos resultó ser la economía moderna de combustibles, energía y transporte.

Según datos provisionales, la emisión de amoníaco y diversos óxidos de nitrógeno durante la combustión de carbón, petróleo, fueloil, gasolina, turba, esquisto, etc. juntos es de aproximadamente 200-350 millones de toneladas anuales en forma de gases y aerosoles. La oxidación del amoníaco y los óxidos de nitrógeno conduce a la formación principalmente de ácido nítrico y en parte de sales de amonio, que se precipitan en la superficie terrestre y oceánica. Incluso si estas cifras se exageran incluso dos veces, todavía tenemos que admitir que la emisión de compuestos de nitrógeno a la atmósfera ya se ha convertido en un componente notable en las partidas de ingresos del ciclo del nitrógeno en nuestro planeta.

A la luz de estos hechos, es necesario comprender mejor las necesidades futuras de la agricultura en fertilizantes nitrogenados, las formas de migración global, aérea y acuática de los compuestos nitrogenados en el planeta y descubrir las áreas donde la acumulación de nitrato y amonio compuestos se produce predominantemente. Esto es tanto más necesario cuanto que las emisiones de óxidos de nitrógeno a la atmósfera continuarán e incluso aumentarán. Ya se han establecido los hechos de precipitación de aguas atmosféricas acidificadas en Canadá, Escandinavia y EE. UU., lo que va acompañado de una disminución del pH de los suelos y aguas locales (generalmente bajo la influencia de precipitaciones combinadas con soluciones diluidas de ácido sulfúrico). La acidificación del medio ambiente aumentará la meteorización de los minerales, la eliminación de calcio, magnesio y otros nutrientes vegetales de los suelos, lo que aumentará la necesidad de campos de encalado.

Cabe señalar un factor más de alteración del nivel normal de concentración y del ciclo del nitrógeno en la naturaleza. Se trata de desechos de la ganadería industrial y la avicultura, así como desechos y aguas residuales de las grandes ciudades modernas. Los residuos y efluentes de este origen son muy importantes. Hay más de 3 mil millones de cabezas de ganado en el mundo, que producen enormes cantidades de desechos. Las granjas avícolas modernas, las empresas ganaderas industriales y las ciudades crean numerosos centros de contenido anormalmente alto de nitrógeno y fósforo en forma de compuestos orgánicos y minerales, que localmente saturan suelos, arroyos, ríos, lagos, estuarios y estuarios. A veces, en tales suelos, el contenido de N-NO 3 alcanza las 400 partes por millón (ppm) y N-NH 4, hasta 2200 ppm. Según los científicos, la escorrentía urbana, los desechos animales y la erosión del suelo desempeñan un papel igualmente importante, ya veces incluso mayor, en la contaminación del suelo y el agua con compuestos de nitrógeno hasta niveles tóxicos (Cooke y Williams, 1970).

El aumento de la concentración de compuestos nitrogenados en las aguas naturales es un hecho alarmante. En las aguas de los ríos de las zonas forestales de clima templado, el contenido de nitratos alcanza 0,3-0,5 mg/l, y en clima árido - 1,2-1,7 mg/l. En las aguas de drenaje de los sistemas de riego, la concentración de NO 3 suele ser de unos 5-6 mg/l, pero a veces de 10-15 mg/l. En soluciones de suelos salinos regados se observaron concentraciones de NO 3 de hasta 100-300 mg/l. En las aguas subterráneas, a veces hay una concentración de nitratos del orden de 10-15 e incluso 50-100 mg/l. Durante 25 años (1945-1970) de observaciones regulares en el estado de Illinois, el contenido de nitrato de nitrógeno en las aguas de escorrentía superficial, según los datos promedio y máximo, aumentó dos, tres e incluso cuatro veces.

No solo las aguas superficiales están enriquecidas con concentraciones excesivas de nitratos, sino también las aguas subterráneas, la principal fuente de abastecimiento de agua potable para la población. Los nitratos penetran en las aguas subterráneas a profundidades de 10-15 m e incluso más, provocando un aumento de su concentración a 10-15 mg/l N, lo que ya es claramente peligroso para las personas (en términos de NO 3, esto es 45-60 mg /l).

Se calculó el balance total de nitrógeno para el territorio de los EE.UU. (Accumulation of Nitrate, 1972). Las entradas totales de nitrógeno en los suelos de EE. UU. se expresan en 21,0 millones de toneladas de N por año (incluidos 5,6 millones de toneladas con precipitación atmosférica, 7,5 millones de toneladas con fertilizantes minerales y 4,8 millones de toneladas con fijación de nutrientes) . De esta cantidad, alrededor de 17 millones de toneladas se utilizan para la producción de alimentos y materias primas textiles, y 4 millones de toneladas no se utilizan.

Todos los tipos de desnitrificación (incluidas más de 10 millones de toneladas en el medio ambiente acuático) representan alrededor de 18,5 millones de toneladas, y alrededor de 1,5 millones de toneladas anuales permanecen en suelos y aguas. Los datos sobre la desnitrificación están claramente exagerados aquí. El nitrógeno residual en aguas y suelos es al menos dos o tres veces mayor. Como resultado de considerar los elementos del ciclo biogeoquímico moderno del nitrógeno en la tierra, se esbozan los siguientes: formas principales recepción de sus compuestos:

• fijación biogénica de nitrógeno en suelos por microorganismos de tipo simbiótico y no simbiótico;
• entrada en soluciones con metabolitos de cadenas alimentarias, con materia orgánica muerta, con productos de mineralización de materia orgánica del suelo;
• ingesta de óxidos de nitrógeno de los productos de combustión de combustibles fósiles;
• introducción de compuestos de nitrógeno en los suelos en forma de fertilizantes orgánicos y minerales;
• transferencia y acumulación de nitratos durante la evaporación de las aguas subterráneas.

partidas de gastos El balance de nitrógeno en tierra se compone de las siguientes formas principales:

• absorción de compuestos de nitrógeno mineral por plantas superiores e inferiores y su entrada en las cadenas alimentarias de los ecosistemas;
• la transición de compuestos nitrogenados a formas orgánicas con la formación de humus;
• la desnitrificación y, finalmente, el retorno a la atmósfera de la mayor parte del nitrógeno en forma molecular gaseosa de N 2 y en parte en forma de óxidos y amoníaco;
• lavado, remoción y alienación de compuestos nitrogenados de ciclos biológicos a ciclos geológicos; entierro durante un tiempo geológicamente largo en rocas sedimentarias, combustibles fósiles o depósitos de sal.

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Tema 3.5. CICLOS BIOGEOQUÍMICOS DE LOS ELEMENTOS QUÍMICOS MÁS IMPORTANTES:
CARBONO, OXÍGENO, NITRÓGENO, AZUFRE, FÓSFORO, POTASIO, CALCIO,
SÍLICE, ALUMINIO, HIERRO, MANGANESO Y METALES PESADOS

Conozcamos al menos en términos generales los ciclos biogeoquímicos de elementos tan importantes para la biosfera como el carbono, el oxígeno, el nitrógeno, el azufre, el fósforo, el potasio, el calcio, así como elementos muy comunes en la naturaleza, como el silicio, el aluminio. y hierro

Ciclo biogeoquímico del carbono.

El contenido de carbono en la atmósfera terrestre es del 0,046 % en forma de dióxido de carbono y del 0,00012 % en forma de metano. Su contenido medio en la corteza terrestre es del 0,35% y en la materia viva es del orden del 18% (Vinogradov, 1964). Todo el proceso de aparición y desarrollo de la biosfera está íntimamente relacionado con el carbono, ya que el carbono es la base de la vida proteica en nuestro planeta, es decir, El carbono es el componente químico más importante de la materia viva. Es este elemento químico, debido a su capacidad para formar fuertes enlaces entre sus átomos, que es la base de todos los compuestos orgánicos.

El índice de enriquecimiento biogénico de los suelos en relación con la corteza terrestre, y de las plantas en relación con los suelos, es de 100 y 1000 para el carbono, respectivamente (Kovda, 1985).

El principal reservorio de carbono en la biosfera, del cual los organismos vivos toman prestado este elemento para la síntesis de materia orgánica, es la atmósfera. El carbono está contenido en él, principalmente en forma de dióxido de CO 2 . Una pequeña proporción del carbono atmosférico está incluida en la composición de otros gases: CO y varios hidrocarburos, principalmente metano CH 4 . Pero son inestables en una atmósfera de oxígeno y entran en interacciones químicas con la formación, en última instancia, del mismo CO 2 .

Los organismos productores autótrofos (plantas, bacterias, cianobiontes) asimilan el carbono de la atmósfera en el proceso de fotosíntesis, como resultado de lo cual, sobre la base de la interacción con el agua, se forman compuestos orgánicos: carbohidratos. Además, como resultado de los procesos metabólicos, con la participación de sustancias que vienen con soluciones acuosas, también se sintetizan sustancias orgánicas más complejas en los organismos. No solo se utilizan para formar tejidos vegetales, sino que también sirven como fuente de nutrición para los organismos que ocupan los siguientes eslabones de la pirámide trófica: los consumidores. Así, a lo largo de las cadenas tróficas, el carbono pasa a los organismos de varios animales.

El retorno de carbono al medio ambiente se produce de dos formas. Primero, en el proceso de la respiración. La esencia de los procesos de la respiración es el uso por parte de los organismos de reacciones químicas oxidativas que proporcionan energía para los procesos fisiológicos. La oxidación de compuestos orgánicos, para lo cual se utiliza oxígeno atmosférico o disuelto en agua, da como resultado la descomposición de compuestos orgánicos complejos con la formación de CO 2 y H 2 O. Como resultado, el carbono en la composición de CO 2 vuelve a la atmósfera, y una rama del ciclo se cierra.

La segunda forma de devolver el carbono es la descomposición de la materia orgánica. En las condiciones de la biosfera, este proceso tiene lugar principalmente en un entorno de oxígeno, y el mismo CO 2 y H 2 O son los productos finales de la descomposición, pero la mayor parte del dióxido de carbono no entra directamente en la atmósfera. El carbono liberado durante la descomposición de la materia orgánica permanece principalmente en forma disuelta en el suelo, las aguas subterráneas y superficiales. Ya sea en forma de dióxido de carbono disuelto, o como parte de compuestos de carbonato disueltos, en forma de iones HCO 3 - o CO 3 2-. Puede, después de una migración más o menos prolongada, regresar parcialmente a la atmósfera, pero una proporción mayor o menor siempre precipita en forma de sales carbonatadas y se une a la composición de la litosfera.

Parte del carbono atmosférico ingresa directamente a la hidrosfera desde la atmósfera, disolviéndose en agua. En su mayor parte, el dióxido de carbono se absorbe de la atmósfera y se disuelve en las aguas del Océano Mundial. Aquí también entra parte del carbono, de una u otra forma, disuelto en las aguas de la tierra. El CO 2 disuelto en el agua de mar es utilizado por los organismos marinos para crear un esqueleto de carbonato (conchas, estructuras de coral, conchas de equinodermos, etc.). Forma parte de las capas de rocas carbonatadas de origen biogénico, y durante un tiempo más o menos largo "se cae" de la circulación biosférica.

En ambientes anóxicos, la descomposición de la materia orgánica también procede con la formación de dióxido de carbono como producto final. Aquí, la oxidación procede debido al oxígeno que las bacterias quimiosintéticas toman prestado de las sustancias minerales. Pero el proceso en estas condiciones es más lento y la descomposición de la materia orgánica suele ser incompleta. Como resultado, una parte significativa del carbono permanece en la composición de la materia orgánica que no se ha descompuesto por completo y se acumula en el espesor de la corteza terrestre en limos bituminosos, turberas y carbones.

Los depósitos de carbono son biomasa viva, humus, calizas y caustobiolitos. Las fuentes naturales de dióxido de carbono, además de las exhalaciones volcánicas, son los procesos de descomposición de la materia orgánica, la respiración de animales y plantas, la oxidación de sustancias orgánicas en el suelo y otros ambientes naturales. El dióxido de carbono tecnogénico es de 20 x 10 9 toneladas, que es aún mucho menor que su liberación natural a la atmósfera. Durante los miles de millones de años transcurridos desde la aparición de la vida en la Tierra, todo el carbono de la atmósfera y la hidrosfera ha pasado repetidamente a través de los organismos vivos. Durante solo 304 años, los organismos vivos absorben tanto carbono como el contenido en la atmósfera. En consecuencia, la composición de carbono de la atmósfera puede renovarse por completo en solo 4 años, y se puede considerar condicionalmente que el carbono atmosférico completa su ciclo durante este período. El ciclo del carbono, que forma parte del humus del suelo, se estima en 300-400 años.

El papel del carbono en la biosfera está claramente ilustrado por el esquema de su circulación (Fig. 3.5.1).

Arroz. 3.5.1. Diagrama del ciclo biogeoquímico del carbono.

Este esquema muestra claramente que las plantas, utilizando el mecanismo de la fotosíntesis, realizan la función de productores de oxígeno y son las principales consumidoras de dióxido de carbono.

Sin embargo, el ciclo del carbono no está cerrado. Lo cual es muy importante, incluso para nosotros. Este elemento a menudo se elimina de la circulación geoquímica durante mucho tiempo en forma de rocas carbonatadas, turba, sapropelos, carbones y humus. Por lo tanto, parte del carbono todo el tiempo cae fuera del ciclo biológico, uniéndose a la litosfera como parte de varias rocas. ¿Por qué, entonces, no hay escasez de carbono en la atmósfera? El motivo es que su pérdida se ve compensada por el aporte constante de CO 2 a la atmósfera como consecuencia de la actividad volcánica. Es decir, el dióxido de carbono y el monóxido de carbono profundos ingresan constantemente a la atmósfera. Esto nos permite mantener el equilibrio de carbono en la biosfera de nuestro planeta.

La actividad económica humana intensifica el ciclo biológico del carbono y puede contribuir a un aumento de la productividad primaria y, en consecuencia, secundaria. Pero una mayor intensificación de los procesos tecnogénicos puede ir acompañada de un aumento de la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera. El aumento de la concentración de dióxido de carbono al 0,07% empeora drásticamente las condiciones respiratorias de humanos y animales. Los cálculos muestran que, siempre que se mantenga el nivel actual de extracción y uso de combustibles fósiles, se necesitarán poco más de 200 años para lograr tal concentración de dióxido de carbono en la atmósfera terrestre. En algunas ciudades grandes, esta amenaza es bastante real ahora.

Ciclo biogeoquímico del oxígeno

Como recordarás, el oxígeno es el elemento más común no solo en la corteza terrestre (su clarke es 47), sino también en la hidrosfera (85,7 %), así como en la materia viva (70 %). Este elemento también juega un papel importante en la composición de la atmósfera (más del 20%). Debido a su actividad química excepcionalmente alta, el oxígeno juega un papel particularmente importante en la biosfera. Determina las condiciones redox y alcalino-ácidas de soluciones y fundidos. Se caracteriza por formas de migración tanto iónicas como no iónicas en soluciones.

La evolución de los procesos geoquímicos en la Tierra va acompañada de un aumento constante del contenido de oxígeno. En la actualidad, la cantidad de oxígeno en la atmósfera es de 1,2x10 15 toneladas. La escala de producción de oxígeno por las plantas verdes es tal que esta cantidad podría duplicarse en 4000 años. Pero esto no sucede, ya que aproximadamente la misma cantidad de materia orgánica que se forma como resultado de la fotosíntesis se descompone durante el año. En este caso, casi todo el oxígeno liberado se absorbe. Pero debido a la apertura del ciclo biogeoquímico debido a que parte de la materia orgánica se conserva y se acumula poco a poco oxígeno libre en la atmósfera.

La principal "fábrica" ​​para la producción de oxígeno en nuestro planeta son las plantas verdes, aunque también se producen diversas reacciones químicas en la corteza terrestre, como resultado de lo cual se libera oxígeno libre.

Otro ciclo de migración de oxígeno libre está asociado con la transferencia de masa en el sistema de aguas naturales: la troposfera. En el agua del océano hay de 3x10 9 a 10x10 9 m 3 de oxígeno disuelto. El agua fría de las altas latitudes absorbe oxígeno y, al ingresar a los trópicos con las corrientes oceánicas, lo libera a la atmósfera. La absorción y liberación de oxígeno también ocurre cuando cambian las estaciones, acompañadas de un cambio en la temperatura del agua.

El oxígeno se consume en un gran número de reacciones oxidativas, la mayoría de las cuales son de naturaleza bioquímica. En estas reacciones se libera la energía absorbida durante la fotosíntesis. En suelos, limos y acuíferos, se desarrollan microorganismos que usan oxígeno para oxidar compuestos orgánicos. Las reservas de oxígeno en nuestro planeta son enormes. Forma parte de las redes cristalinas de los minerales y es liberada de ellas por la materia viva.

Así, el esquema general del ciclo del oxígeno en la biosfera consta de dos ramas:

• la formación de oxígeno libre durante la fotosíntesis;
• absorción de oxígeno en reacciones oxidativas

Según los cálculos de J. Walker (1980), la liberación de oxígeno por la vegetación de la tierra del mundo es de 150x10 15 toneladas por año; liberación por organismos fotosintéticos del océano - 120x10 15 toneladas por año; absorción en los procesos de respiración aeróbica - 2 10 x10 15 toneladas por año; nitrificación biológica y otros procesos de descomposición de la materia orgánica - 70x10 15 toneladas por año.

En el ciclo biogeoquímico, se pueden distinguir los flujos de oxígeno entre los componentes individuales de la biosfera (Fig. 3.5.2).

Arroz. 3.5.2. Esquema del ciclo biogeoquímico del oxígeno.

En las condiciones modernas, los flujos de oxígeno establecidos en la biosfera se ven perturbados por migraciones tecnogénicas. Muchos compuestos químicos vertidos por empresas industriales en aguas naturales se unen al oxígeno disuelto en el agua. Una cantidad cada vez mayor de dióxido de carbono y diversos aerosoles se emiten a la atmósfera. La contaminación del suelo y, especialmente, la deforestación, así como la desertificación de la tierra en vastas áreas, reducen la producción de oxígeno por parte de las plantas terrestres. Una gran cantidad de oxígeno atmosférico se consume cuando se quema el combustible. En algunos países industrializados, se quema más oxígeno del que produce la fotosíntesis.

Ciclo biogeoquímico del hidrógeno

En la corteza terrestre, el hidrógeno libre es inestable. Se combina rápidamente con el oxígeno para formar agua y también participa en otras reacciones. Además, debido a su masa atómica insignificante, puede escapar al espacio (disiparse). Una cantidad significativa de hidrógeno sale a la superficie de la Tierra durante las erupciones volcánicas. El hidrógeno gaseoso se forma constantemente como resultado de algunas reacciones químicas, así como en el proceso de actividad vital de las bacterias que descomponen la materia orgánica en condiciones anaeróbicas.

Los organismos fijan hidrógeno en la biosfera del planeta, ligándolo no sólo a la materia orgánica, sino también participando en la fijación de hidrógeno por parte de la materia mineral del suelo. Esto se hace posible como resultado de la disociación de productos metabólicos ácidos con la liberación del ion H+. Este último, por regla general, forma un ion hidronio (Н3О+) con una molécula de agua a través de un enlace de hidrógeno. Cuando el ion hidroxonio es absorbido por algunos silicatos, estos se transforman en minerales arcillosos. Así, como V.V. Dobrovolsky, la intensidad de la producción de productos metabólicos ácidos es un factor importante en la transformación hipergénica de rocas cristalinas y la formación de una corteza meteorizada.

De los procesos cíclicos en la superficie terrestre, en los que interviene el hidrógeno, uno de los más potentes es el ciclo del agua: más de 520.000 metros cúbicos de humedad atraviesan la atmósfera cada año. Para crear la fitomasa de la tierra del Mundo que existía antes de la intervención humana, según V.V. Dobrovolsky (1998) se dividieron alrededor de 1,8x1012 toneladas de agua y, en consecuencia, se unieron 0,3x1012 toneladas de hidrógeno.

Durante el ciclo del agua en la biosfera, los isótopos de hidrógeno y oxígeno se separan. El vapor de agua durante la evaporación se enriquece en isótopos ligeros, por lo que la precipitación atmosférica y las aguas superficiales y subterráneas también se enriquecen en isótopos ligeros en comparación con las aguas oceánicas, que tienen una composición isotópica estable.

Ciclo biogeoquímico del nitrógeno

El nitrógeno y sus compuestos juegan el mismo papel importante e indispensable en la vida de la biosfera que el carbono. La biofilicidad del nitrógeno es comparable a la biofilicidad del carbono. El índice de enriquecimiento biogénico de los suelos en relación a la corteza terrestre, y de las plantas en relación a los suelos, para nitrógeno es de 1000 y 10000, respectivamente (Kovda, 1985).

El principal reservorio de nitrógeno en la biosfera es también la envoltura de aire. Alrededor del 80% de todas las reservas de nitrógeno se concentran en la atmósfera del planeta, lo que está asociado con la dirección de los flujos biogeoquímicos de los compuestos de nitrógeno formados durante la desnitrificación. La forma principal en que el nitrógeno está contenido en la atmósfera es molecular - N 2. Como impureza insignificante, la atmósfera contiene varios compuestos de óxido de nitrógeno NO x, así como amoníaco NH 3. Este último es el más inestable en las condiciones de la atmósfera terrestre y se oxida fácilmente. Al mismo tiempo, la magnitud del potencial redox en la atmósfera es insuficiente para la existencia estable de formas de óxido de nitrógeno, por lo que su forma molecular libre es la principal.

El nitrógeno primario en la atmósfera probablemente apareció como resultado de procesos de desgasificación en el manto superior y de eyección volcánica. Las reacciones fotoquímicas en las capas altas de la atmósfera conducen a la formación de compuestos de nitrógeno y su notable flujo hacia la tierra y el océano con precipitaciones (3-8 kg/ha de nitrógeno amónico por año y 1,5-6 kg/ha de nitrato). Este nitrógeno también se incluye en el flujo biogeoquímico general de compuestos disueltos que migran con las masas de agua, participa en los procesos de formación del suelo y en la formación de biomasa vegetal.

A diferencia del carbono, el nitrógeno atmosférico no puede ser utilizado directamente por las plantas superiores. Por lo tanto, los organismos fijadores juegan un papel clave en el ciclo biológico del nitrógeno. Se trata de microorganismos de varios grupos diferentes que tienen la capacidad, mediante fijación directa, de extraer directamente el nitrógeno de la atmósfera y, en última instancia, fijarlo en el suelo. Éstas incluyen:

• algunas bacterias del suelo de vida libre;
• bacterias de nódulos simbióticos (que existen en simbiosis con leguminosas);
• cianobiontes, que también son simbiontes de hongos, musgos, helechos y, a veces, plantas superiores.

Como resultado de la actividad de los organismos fijadores de nitrógeno, se une a los suelos en forma de nitrito (compuestos basados ​​en NH 3).

Los compuestos de nitrógeno de nitrito pueden migrar en soluciones acuosas. Al mismo tiempo, se oxidan y se convierten en sales de nitrato de ácido nítrico HNO 3. De esta forma, las plantas superiores pueden asimilar eficazmente los compuestos de nitrógeno y utilizarlos para la síntesis de moléculas de proteína basadas en enlaces peptídicos C-N. Además, a lo largo de las cadenas tróficas, el nitrógeno ingresa a los organismos de los animales. Vuelve al medio ambiente (en soluciones acuosas y suelo) en los procesos de actividad excretora de los animales o la descomposición de la materia orgánica.

El retorno del nitrógeno libre a la atmósfera, así como su extracción, se realiza como consecuencia de procesos microbiológicos. Este enlace en el ciclo funciona debido a la actividad de las bacterias desnitrificantes del suelo, que nuevamente convierten el nitrógeno en una forma molecular.

En la litosfera, como parte de los depósitos sedimentarios, se une una parte muy pequeña de nitrógeno. La razón de esto es que los compuestos nitrogenados minerales, a diferencia de los carbonatos, son muy solubles. La pérdida de una cierta proporción de nitrógeno del ciclo biológico también es compensada por procesos volcánicos. Gracias a la actividad volcánica, varios compuestos gaseosos de nitrógeno ingresan a la atmósfera que, en las condiciones de la envoltura geográfica de la Tierra, inevitablemente pasan a una forma molecular libre.

Así, pueden considerarse las siguientes características específicas principales del ciclo del nitrógeno en la biosfera:

• concentración predominante en la atmósfera, que desempeña el papel exclusivo de reservorio del que los organismos vivos extraen las reservas de nitrógeno que necesitan;
• el papel principal en el ciclo del nitrógeno de los suelos y, en particular, los microorganismos del suelo, cuya actividad asegura la transición del nitrógeno en la biosfera de una forma a otra (Fig. 3.5.3).

Arroz. 3.5.3. Esquema del ciclo biogeoquímico del nitrógeno.

Por lo tanto, la biosfera contiene una gran cantidad de nitrógeno en forma ligada: en la materia orgánica de la cubierta del suelo (1,5x10 11 toneladas), en la biomasa vegetal (1,1x10 9 toneladas), en la biomasa animal (6,1x10 7 toneladas). El nitrógeno también se encuentra en grandes cantidades en algunos fósiles biogénicos (salitre).

Al mismo tiempo, se observa una paradoja: con un gran contenido de nitrógeno en la atmósfera, debido a la solubilidad extremadamente alta de las sales de ácido nítrico y las sales de amonio, hay poco nitrógeno en el suelo y casi siempre es insuficiente para la nutrición de las plantas. Por lo tanto, la necesidad de plantas cultivadas en fertilizantes nitrogenados es siempre alta. Por lo tanto, según diversas estimaciones, anualmente se introducen en el suelo de 30 a 35 millones de toneladas de nitrógeno en forma de fertilizantes minerales. Por lo tanto, la entrada de fertilizantes nitrogenados es el 30% de las entradas totales de nitrógeno a la tierra y al océano. Esto a menudo conduce a una contaminación ambiental significativa y enfermedades graves en humanos y animales. Las pérdidas de nitrógeno en forma de nitrato son especialmente grandes, ya que no es absorbido por el suelo, es fácilmente arrastrado por las aguas naturales, se restaura a formas gaseosas y hasta un 20-40% se pierde para la nutrición de las plantas. Una violación significativa del ciclo del nitrógeno es la cantidad cada vez mayor de desechos animales, desechos industriales y aguas residuales de las grandes ciudades, la liberación de óxidos de amonio y nitrógeno a la atmósfera durante la combustión de carbón, petróleo, fuel oil, etc. La penetración de óxidos de nitrógeno en la estratosfera (escapes de aviones supersónicos, cohetes, explosiones nucleares) es peligrosa, ya que puede provocar la destrucción de la capa de ozono. Todo esto afecta naturalmente al ciclo biogeoquímico del nitrógeno.

Ciclo biogeoquímico del azufre

El azufre también es uno de los elementos que juegan un papel extremadamente importante en la circulación de sustancias en la biosfera. Es uno de los elementos químicos más necesarios para los organismos vivos. En particular, es un componente de los aminoácidos. Predetermina procesos bioquímicos importantes de una célula viva, es un componente indispensable de la nutrición vegetal y la microflora. Los compuestos de azufre están involucrados en la formación de la composición química de los suelos, están presentes en cantidades significativas en las aguas subterráneas, las cuales juegan un papel decisivo en los procesos de salinización de los suelos.

El contenido de azufre en la corteza terrestre es 4.7x10-2%, en el suelo - 8.5x10-2%, en el océano - 8.8x10-2% (Vinogradov, 1962). Sin embargo, en suelos salinos, el contenido de azufre puede alcanzar valores medidos en porcentajes enteros. Así, el principal reservorio del que es extraído por los organismos vivos es la litosfera. Esto se debe al hecho de que la existencia estable de compuestos de azufre en la atmósfera moderna de la Tierra, que contienen oxígeno libre y vapor de H 2 O, es imposible. El sulfuro de hidrógeno (H 2 S) se oxida en un ambiente de oxígeno, y los compuestos de azufre de oxígeno, al reaccionar con H 2 O, forman ácido sulfúrico H 2 SO 4, que cae sobre la superficie de la Tierra como parte de la lluvia ácida. Por lo tanto, los óxidos de azufre SOx, aunque pueden ser absorbidos por las plantas directamente de la atmósfera, este proceso no juega un papel significativo en el ciclo del azufre.

El azufre tiene varios isótopos, de los cuales S 32 (> 95%) y S 34 (4,18%) son los más comunes en los compuestos naturales. Como resultado de procesos biológicos y biogeoquímicos, hay un cambio en la proporción de estos isótopos hacia un aumento en los contenidos del isótopo más ligero en los horizontes superiores del suelo de humus.

La composición isotópica de azufre en aguas subterráneas, suelo-aguas subterráneas y sulfatos solubles en agua del horizonte C de solonchaks de sulfato de sodio es similar.

En la composición de la corteza terrestre, los compuestos de azufre existen principalmente en dos formas minerales: sulfuro (sales de ácido hidrosulfúrico) y sulfato (sales de ácido sulfúrico). Rara vez se encuentra azufre nativo, que es inestable y tiende, según los valores del potencial redox del medio, a formar compuestos de oxígeno o de hidrógeno.

La principal forma mineral de azufre, de origen profundo, en la corteza terrestre es el sulfuro. Los compuestos de sulfuro son prácticamente insolubles en la biosfera y, por lo tanto, las plantas no absorben el sulfuro de azufre. Pero, al mismo tiempo, los sulfuros en un entorno de oxígeno son inestables. Por lo tanto, los sulfuros en la superficie de la tierra, por regla general, se oxidan y, como resultado, el azufre se incluye en la composición de los compuestos de sulfato. Las sales de sulfato tienen una solubilidad bastante buena, y el azufre en la envoltura geográfica migra activamente en soluciones acuosas como parte del ion SO 4 2-sulfato.

Es en esta forma de sulfato que el azufre, como parte de las soluciones acuosas, es efectivamente absorbido por las plantas y luego por los organismos animales. La asimilación se ve facilitada por el hecho de que los compuestos sulfurados de sulfato son capaces de acumularse en los suelos, participando en los procesos de sorción por intercambio y, al mismo tiempo, formando parte del complejo absorbente del suelo (SAC).

La descomposición de la materia orgánica en un ambiente de oxígeno conduce al retorno del azufre al suelo y las aguas naturales. El azufre de sulfato migra en soluciones acuosas y puede ser reutilizado por las plantas. Si la descomposición tiene lugar en un ambiente libre de oxígeno, el papel principal lo desempeña la actividad de las bacterias del azufre, que reducen el SO 4 2- a H 2 S. El sulfuro de hidrógeno se libera a la atmósfera, donde se oxida y se devuelve a la atmósfera. otros componentes de la biosfera en forma de sulfato. Parte del azufre en un ambiente reductor puede unirse en compuestos de sulfuro que, cuando se reanuda el suministro de oxígeno, se oxidan nuevamente y pasan a la forma de sulfato.

El ciclo biogeoquímico del azufre consta de 4 etapas (Fig. 3.5.4):

1. la asimilación de compuestos de azufre por parte de organismos vivos (plantas y bacterias) y la inclusión de azufre en la composición de proteínas y aminoácidos.
2. La transformación del azufre orgánico por organismos vivos (animales y bacterias) en el producto final: sulfuro de hidrógeno.
3. Oxidación de azufre mineral por organismos vivos (bacterias del azufre, bacterias tiónicas) en el proceso de reducción del sulfato. En esta etapa, el sulfuro de hidrógeno, el azufre elemental, sus compuestos tio y tetra se oxidan.
4. Recuperación de azufre mineral por organismos vivos (bacterias) en el proceso de desulfificación a sulfuro de hidrógeno. Así, el eslabón más importante en todo el ciclo biogeoquímico del azufre en la biosfera es la formación biogénica de sulfuro de hidrógeno.

Arroz. 3.5.4. Esquema del ciclo biogeoquímico del azufre.

La eliminación del azufre del ciclo biosférico se produce como resultado de la acumulación de depósitos de sulfato (principalmente yeso), cuyas capas y lentes se convierten en componentes de la litosfera. Las pérdidas se compensan, en primer lugar, en los procesos de vulcanismo (la entrada de H 2 S y SO x a la atmósfera, y de allí, con precipitaciones, a la superficie de la Tierra). Y en segundo lugar, como resultado de la actividad de las aguas termales, con las que los compuestos sulfurados penetran en los horizontes superiores de la corteza terrestre y el fondo del Océano Mundial.

Así, los rasgos característicos del ciclo del azufre incluyen el papel secundario de los procesos de migración atmosférica, así como la variedad de formas de ocurrencia debido a su transición de formas sulfuradas a sulfatadas y viceversa, dependiendo de los cambios en las condiciones redox.

Los procesos industriales liberan grandes cantidades de azufre a la atmósfera. En algunos casos, una concentración significativa de compuestos de azufre en el aire provoca perturbaciones ambientales, incluida la lluvia ácida. La presencia de dióxido de azufre en el aire afecta negativamente tanto a las plantas superiores como a los líquenes, y los líquenes epífitos pueden servir como indicadores de niveles elevados de azufre en el aire. Los líquenes absorben la humedad de la atmósfera con todo su talo, por lo que la concentración de azufre en ellos alcanza rápidamente el nivel máximo permitido, lo que conduce a la muerte de los organismos.

La entrada del azufre en el ciclo general según J.P. Friend (1976) es la siguiente:

Durante la desgasificación de la corteza terrestre - 12x10 12 g / año; durante la meteorización de rocas sedimentarias - 42x10 12 g / año; aportes antropogénicos en forma de dióxido de azufre - 65x1012 g/año, que en total es 119x10 12 g/año. Cantidades significativas de azufre se conservan anualmente en forma de sulfuros y sulfatos - 100x10 12 g / año y, por lo tanto, se eliminan temporalmente de la circulación biogeoquímica general.

Así, la entrada antropógena de azufre a la biosfera modifica significativamente la circulación de este elemento, y la entrada de azufre a la biosfera supera su consumo, por lo que debería producirse su acumulación paulatina.

Ciclo biogeoquímico del fósforo.

El ciclo del fósforo en la naturaleza es muy diferente a los ciclos biogeoquímicos del carbono, oxígeno, nitrógeno y azufre, ya que la forma gaseosa de los compuestos de fósforo (por ejemplo, PH 3) prácticamente no participa en el ciclo biogeoquímico del fósforo. Es decir, el fósforo generalmente no es capaz de acumularse en la atmósfera. Por lo tanto, el papel del "reservorio" de fósforo, del que se extrae este elemento y se utiliza en el ciclo biológico, así como para el azufre, lo desempeña la litosfera.

El fósforo en la litosfera está contenido en forma de compuestos de fosfato (sales de ácido fosfórico). La parte principal entre ellos recae en el fosfato de calcio - apatita. Este es un mineral poligénico, que se forma en varios procesos naturales, tanto profundos como supergénicos (incluidos los biogénicos). Los compuestos de fosfato pueden disolverse en agua, y el fósforo como parte del ion PO 4 3- puede migrar en soluciones acuosas. De estos, el fósforo es absorbido por las plantas.

El índice de enriquecimiento biogénico de los suelos en relación con la corteza terrestre, y de las plantas en relación con los suelos, tanto para fósforo como para nitrógeno, es de 1000 y 10000, respectivamente (Kovda, 1985). Para las plantas, el fósforo de compuestos orgánicos no específicos y el humus es el más accesible, y es él quien desempeña el papel principal en el pequeño ciclo biológico (local) del fósforo.

Los animales son incluso mayores concentradores de fósforo que las plantas. Muchos de ellos acumulan fósforo en los tejidos del cerebro, esqueleto, caparazones.. Hay varias formas de asimilar el fósforo por parte de los organismos consumidores. Primero, la asimilación directa de las plantas en el proceso de nutrición. En segundo lugar, los organismos acuáticos que se alimentan por filtración extraen fósforo de las suspensiones orgánicas. En tercer lugar, los comedores de lodos asimilan los compuestos orgánicos de fósforo durante el procesamiento de los lodos biogénicos.

El retorno del fósforo al medio ambiente se produce durante la descomposición de la materia orgánica. Pero este regreso está lejos de ser completo. En general, los compuestos de fósforo se caracterizan por una tendencia a llevarse a cabo en forma de soluciones y suspensiones acuosas a los cuerpos de agua finales de escorrentía, en su mayor parte, al Océano Mundial, donde se acumula como parte de depósitos sedimentarios de varios génesis. Esta parte del fósforo puede volver a la circulación exógena solo como resultado de procesos tectónicos que se extienden durante cientos de millones de años. En condiciones naturales, el equilibrio se mantiene por la movilidad relativamente débil de los compuestos de fósforo, como resultado de lo cual el fósforo extraído por las plantas del suelo se devuelve a este principalmente como resultado de la descomposición de la materia orgánica. En suelos y rocas, el fósforo se fija con bastante facilidad. Los fijadores de fósforo son hidróxidos de hierro, manganeso, aluminio, minerales arcillosos (especialmente minerales del grupo de la caolinita). Sin embargo, el fósforo fijado puede ser desorbido en un 40-50% y utilizado por las plantas. Este proceso depende de las condiciones ambientales de pH y Eh. El aumento de la acidez, la formación de ácido carbónico, contribuyen a la desorción del fósforo, mejorando la migración de los compuestos de fósforo.

Los compuestos de fósforo con hierro divalente se forman en el ambiente reductor, lo que también contribuye a la eliminación de fósforo del suelo.

La migración de fósforo también es posible debido a la erosión hídrica y eólica. Por lo tanto, el ciclo biogeoquímico del fósforo es mucho menos cerrado y menos reversible que los ciclos del carbono y el nitrógeno, y la contaminación ambiental con fósforo es especialmente peligrosa (Fig. 3.5.5).

Arroz. 3.5.5. Esquema del ciclo biogeoquímico del fósforo.

Así, las principales características del ciclo del fósforo son:

• sin transporte atmosférico;
• la presencia de una sola fuente: la litosfera;
• tendencia a la acumulación en los embalses finales de escorrentía.

Con la explotación agrícola intensiva de la tierra, la pérdida de fósforo en el paisaje se vuelve casi irreversible. La compensación sólo es posible mediante el uso de fertilizantes fosfatados. Se sabe que los fertilizantes fosfatados son un eslabón importante y necesario en la obtención de altos rendimientos de los cultivos agrícolas. Sin embargo, todas las reservas conocidas de depósitos de fosfato son limitadas y, según las predicciones de los científicos, pueden agotarse en los próximos 75 a 100 años. Al mismo tiempo, los compuestos de fosfato dañinos se han convertido recientemente en uno de los factores más importantes en la contaminación de las aguas de ríos y lagos.

Por lo tanto, en los últimos tiempos, el hombre ha alterado drásticamente la imagen general de la distribución de la migración de fósforo por él en la biosfera. Estos son los componentes de este fenómeno: en primer lugar, la movilización de fósforo de minerales y escorias agrícolas, la producción y el uso de fertilizantes fosfatados y, en segundo lugar, la producción de preparados que contienen fósforo y su uso en la vida cotidiana; en tercer lugar, la producción de alimentos y piensos que contienen fósforo, su exportación y consumo en áreas de concentración de población; en cuarto lugar, el desarrollo de la pesca, la extracción de moluscos y algas marinas, lo que conlleva la redistribución del fósforo del océano a la tierra. Como resultado, se observa el proceso de fosfatización de la tierra, pero este proceso se manifiesta de manera extremadamente desigual. El contenido de fósforo en el ambiente de las grandes ciudades está aumentando. Por el contrario, los países que exportan activamente productos orgánicos y no utilizan fertilizantes fosfatados están perdiendo reservas de fósforo en sus suelos.

Ciclos biogeoquímicos de potasio y sodio

El clarke de potasio en la corteza terrestre es de 2,89 y el de sodio es de 2,46, es decir, sus contenidos relativos son muy parecidos.

El potasio consiste en una mezcla de 3 isótopos: 39 K - 93,08%; 40K -0,0119%; 41K - 6,91%. El isótopo 40K es inestable y se transforma en isóbaras vecinas de calcio y argón.

La conversión de potasio en argón fue la base para el desarrollo del método de geocronología nuclear potasio-argón.

La abundancia cósmica de potasio, como elemento extraño, es pequeña en comparación incluso con el calcio y el oxígeno. En términos de tamaño, el ion potasio es el más grande entre los otros cationes principales de la litosfera. Por lo tanto, el clarke a granel de potasio ocupa el segundo lugar después del oxígeno en la corteza terrestre.

El potasio es un metal reactivo que no se presenta en su estado nativo. En todos los compuestos químicos de la Tierra, actúa como un metal monovalente. El potasio metálico se “quema" en el aire, oxidándose rápidamente a K 2 O. El número de especies minerales es 115 (tres veces menos que el calcio y la mitad que el sodio). Los minerales más importantes: haluros - silvina, carnalita, nitratos - K- salitre, silicatos - K-feldespatos (ortoclasa, microclina), flogopita, moscovita, biotita, glauconita, leucita. Por propiedades químicas, el potasio está cerca del sodio, lo que determina su migración conjunta. Pero su comportamiento en la zona de hipergénesis y la biosfera en su conjunto es muy diferente. La mayor parte del potasio durante la transformación hipergénica de los silicatos permanece en la composición de los minerales arcillosos secundarios, por lo que el potasio se retiene mucho más firmemente dentro de la Tierra que el sodio y, como veremos más adelante, el calcio. Sin embargo, se produce una liberación parcial de iones de potasio en los procesos de hipergénesis y participa activamente en el ciclo biogeoquímico.

Esto se debe al hecho de que el potasio juega un papel muy importante en la vida de los organismos vivos. En un clima húmedo, durante la meteorización de minerales que contienen potasio, el potasio se lixivia fácilmente y es transportado por soluciones acuosas. Sin embargo, la remoción de potasio en la corteza meteorizada es menos intensa que la del calcio y el sodio. Esto se debe al hecho de que un gran ion de potasio es absorbido en mayor medida por minerales finamente dispersos. Desde hace tiempo se sabe que los iones de potasio son absorbidos más fácilmente por algunos coloides (por ejemplo, los hidróxidos de hierro y aluminio) que los iones de sodio. Las reacciones de intercambio de cationes con minerales arcillosos también promueven la fijación de potasio. En los suelos, también hay un intercambio entre los iones de potasio e hidroxonio, que tienen tamaños iónicos comparables. De esta manera, el potasio se puede fijar en hydromicas, caolinita, montmorillonita. El potasio es absorbido en mayor medida que el sodio por la vegetación terrestre.

Por lo tanto, una parte significativa del potasio se almacena en los suelos, mientras que la mayor parte del sodio se transporta al océano. En la composición de la escorrentía de los continentes, el sodio es casi 2,5 veces más que el potasio.

El potasio es un elemento esencial de los organismos vivos. Contienen de 0,1 a 0,01% de potasio. En las cenizas de plantas cultivadas hasta 25-60% K 2 O. Algunos organismos pueden concentrar potasio en cantidades significativas. Así, en algunas algas, el contenido de potasio alcanza el 3% del peso vivo. Las plantas terrestres absorben el potasio del suelo. Con la falta de potasio, las hojas se vuelven pálidas y mueren, las semillas pierden su germinación. El potasio penetra fácilmente en las células de los organismos y aumenta su permeabilidad a diversas sustancias. Tiene un efecto significativo en el metabolismo y es necesario para las plantas para la fotosíntesis.Además, el potasio mejora el flujo de agua hacia las células vegetales y reduce el proceso de evaporación, aumentando así la resistencia de las plantas a la sequía. Con una falta o un exceso de potasio, la intensidad de la fotosíntesis disminuye y la intensidad de la respiración aumenta. La falta de potasio en los suelos conduce a una disminución significativa de la productividad de las plantas.

Por eso el clarke de potasio en la materia viva es tan alto como el del nitrógeno. Especialmente, una gran cantidad de potasio es acumulado por algunas algas marinas (hasta un 5%).

Alrededor de 1,8 x 109 toneladas de potasio están involucradas en el ciclo biológico en la tierra cada año (Dobrovolsky, 1998). La masa de potasio liberada del sistema de circulación biológica en la tierra es parcialmente retenida en la materia orgánica muerta y absorbida por la materia mineral del suelo (minerales arcillosos), y parcialmente involucrada en la migración del agua.

La cantidad de potasio actualmente ligada a la materia orgánica muerta de la pedosfera es, según varios autores, de 3x109 a 6x109 toneladas. Más de 61x106 toneladas de potasio en estado disuelto (en forma de iones libres) y 283x106 toneladas de potasio en suspensión (partículas de arcilla, materia orgánica, etc.) ingresan al océano anualmente con la escorrentía de agua continental. El potasio también migra activamente en el sistema atmósfera-superficie del océano como parte de los aerosoles: la concentración promedio de este elemento en la precipitación atmosférica sobre el océano es del 15%. La concentración de potasio en las precipitaciones sobre los continentes es notablemente más alta, 0,7% en promedio. Una cantidad significativa de potasio se transporta con el polvo desde la tierra hasta el océano. Según V. V. Dobrovolsky, este valor es de al menos 43x10 6 toneladas por año.

En la zona hipergénica, las grandes concentraciones de potasio son raras y están representadas por evaporitas: silvita y carnalita. Aún menos comunes son los nitratos de potasio en forma de nitrato de potasio de origen organogénico (formado en climas áridos).

El clarke de sodio en la materia viva es muy bajo: 0,008 (más de dos órdenes de magnitud inferior al del potasio), lo que indica un bajo consumo de sodio por parte de la materia viva. Sin embargo, todos los organismos vivos necesitan sodio en pequeñas cantidades.

En un clima húmedo, el sodio sale fácilmente del ciclo biológico y se elimina del paisaje con la escorrentía líquida. Como resultado, se observa un empobrecimiento general de este último en sodio. El contenido de sodio en los organismos vegetales suele ser muy bajo. Los organismos animales necesitan mayores cantidades de este elemento, ya que forma parte de la sangre. Afecta la actividad del sistema cardiovascular y los riñones. Por lo tanto, a veces es necesario alimentar a los animales con sal de mesa.

En climas secos, el sodio se concentra en aguas subterráneas y lacustres y se acumula en suelos salinos (acción de barrera evaporativa). En consecuencia, la vegetación de las comunidades halófitas también contiene mayores cantidades de sodio.

Sin embargo, el papel del ciclo biológico del sodio, a diferencia del potasio, es relativamente pequeño. Pero su migración de agua es muy significativa. Según las características de la migración en la biosfera, el sodio es muy similar al cloro. Forma sales fácilmente solubles, por lo que se acumula en los océanos y participa en la migración atmosférica.

La principal fuente de sodio móvil en la biosfera son las rocas ígneas meteorizadas (la principal fuente de cloro es el vulcanismo).

La tecnogénesis ha realizado ajustes significativos en las vías biogeoquímicas de la migración de sodio. De primordial importancia es la extracción de halita (sal común), sosa y mirabilita. El riego de tierras en regiones áridas también tiene un efecto significativo en la naturaleza de los ciclos biogeoquímicos del sodio.

Ciclos biogeoquímicos del calcio y magnesio.

Los átomos de calcio contienen el número mágico de protones: 20 en el núcleo y esto determina la fuerza de su sistema nuclear. Entre los elementos ligeros, el calcio está representado por el número máximo de isótopos estables: 6, que tienen una distribución: 40 Ca - 96,97% (doble magia Z \u003d N \u003d 20) 42 Ca - 0,64, 43 Ca - 0,145, 44 Ca-2,06, 46 Ca-0,0033, 48 Ca-0,185%. En términos de distribución en el sistema solar, ocupa el puesto 15, pero entre los metales se encuentra en el 5.º lugar.

En la naturaleza, se comporta como un metal reactivo. Se oxida fácilmente para formar CaO. En procesos geoquímicos actúa como un catión Ca+2 doblemente cargado

Su radio iónico es muy cercano al del sodio. El número de especies minerales es de 390, por lo que pertenece a los principales elementos formadores de minerales. En cuanto al número de minerales formados, ocupa el cuarto lugar después del oxígeno, el hidrógeno y el silicio. Por ejemplo: carbonatos: calcita, aragonito, dolomita; sulfatos - anhidrita, yeso; haluros - fluorita; fosfatos: apatito; silicatos: granates, piroxenos, anfíboles, epidota, plagioclasas, zeolitas.

Las plagioclasas son los minerales más comunes en la corteza terrestre. El calcio clarke en la litosfera es 2,96. Los silicatos de calcio son débilmente estables en la zona de hipergénesis y son los primeros en ser destruidos durante la meteorización de las rocas.

El calcio tiene una capacidad de migración relativamente alta, determinada en gran medida por el clima. En los procesos de meteorización química, las aguas naturales lixivian el calcio de los minerales. En relación con la meteorización, los minerales de calcio forman la siguiente secuencia: plagioclasa - augita de calcio - anfíbol de calcio. En el grupo de las plagioclasas, las variedades ricas en calcio se desgastan más rápido que las de sodio. Al mismo tiempo, las soluciones naturales que eliminan activamente el calcio contienen cantidades significativas de iones de bicarbonato. En cambio, en los suelos de las zonas húmedas se observa una importante deficiencia de calcio. Hay muy poco en las costras de meteorización. Esto se explica por la alta movilidad migratoria de este elemento.

En el sumidero de iones de los continentes, el calcio ocupa el primer lugar entre los cationes. Es transportado por los ríos principalmente en forma de suspensiones de carbonatos, sulfatos y bicarbonato en estado disuelto. La historia geoquímica del calcio en el océano está relacionada con el sistema de equilibrio de carbonato, la temperatura del agua y las actividades de los organismos vivos.

El calcio es uno de los elementos más importantes de los organismos vivos, desde los mamíferos más simples hasta los superiores. Las aguas frías de latitudes altas y profundidades marinas están subsaturadas con CaCO 3 debido a las bajas temperaturas y el pH, por lo que el ácido carbónico contenido en el agua disuelve el CaCO 3 de los sedimentos del fondo. Es por eso que los organismos marinos en latitudes altas evitan construir sus esqueletos a partir de CaCO 3 . En las latitudes ecuatoriales se ha establecido una región de sobresaturación de CaCO 3 . Hay un crecimiento masivo de arrecifes de coral aquí, muchos organismos que viven aquí tienen esqueletos y conchas de carbonato masivo.

La migración de calcio en el océano con la participación de organismos vivos es el eslabón más importante en su circulación. Según A. P. Los ríos Vinogradov traen anualmente al océano y 1 * 10 15 toneladas de CaCO 3. ¿Dónde va? Aproximadamente la misma cantidad se entierra anualmente en los sedimentos del fondo del océano. Los organismos vivos del océano concentran calcio en forma de aragonito y calcita. El aragonito, sin embargo, es inestable y eventualmente se transforma en calcita. En el océano, nos enfrentamos a fenómenos únicos de rápido crecimiento de grandes cristales en organismos individuales. En algunas conchas de moluscos bivalvos se encuentran cristales de calcita de más de 7 cm de largo; los erizos de mar con largas agujas de calcita viven en los mares tropicales. En muchos equinodermos, se observa la adaptación del cuerpo vivo de los organismos a la forma de cristales. En este caso, nos encontramos con un tipo especial de simbiosis entre organismos y cristales.

En un clima árido, el calcio se precipita fácilmente de las soluciones en forma de carbonatos, formando estratos de rocas carbonatadas quimiogénicas y horizontes carbonatados iluviales en los suelos.

Una pequeña parte de los iones de calcio del agua de mar se deposita en depósitos cerrados en condiciones de evaporita por medios químicos.

El calcio juega un papel importante en los procesos de formación del suelo. Forma parte del complejo absorbente del suelo, participa en las reacciones de intercambio de la solución del suelo, provocando la capacidad amortiguadora de los suelos en el rango ácido del ambiente. Los humatos de calcio juegan un papel importante en la formación de la estructura del suelo. Además, el calcio participa activamente en la precipitación de sesquióxidos y manganeso, formando a menudo concreciones junto con estos elementos y sílice.

En suelos de la serie ácida, caracterizados por una manifestación significativa del proceso de lixiviación, se observa el fenómeno de acumulación biogénica de calcio en la hojarasca y horizontes superficiales acumulativos de los suelos. Pertenece al grupo de elementos biofílicos. Por lo tanto, el calcio participa activamente en el ciclo biológico. La escala de afectación del calcio varía significativamente en diferentes zonas naturales.

En los paisajes agrícolas, una parte importante del calcio se enajena junto con la cosecha.

Pero la violación del ciclo biogeoquímico del calcio en la actualidad ocurre no solo y no tanto por la enajenación de una parte de él con productos agrícolas, sino también por el uso de rocas carbonatadas en la construcción, la agricultura (encalado del suelo) y la industria metalúrgica.

El clack de magnesio es inferior al clack de calcio en 1,87, pero la distribución del magnesio es muy heterogénea. El ion magnesio se aproxima en tamaño a los iones de hierro divalente y níquel y, junto con ellos, se incluye en la composición de olivinos y piroxenos, concentrándose en rocas ígneas básicas y especialmente ultrabásicas.

Al mismo tiempo, el magnesio se acumula en el océano y los lagos salados y la capacidad migratoria se acerca a elementos como el sodio y el potasio. Esto se debe a la buena solubilidad de los cloruros y sulfatos de magnesio. A diferencia de otros metales alcalinotérreos y alcalinos, el magnesio, debido al pequeño tamaño de los iones, entra fácilmente en la red cristalina de los minerales arcillosos, formando aluminosilicatos de magnesio secundarios.

El magnesio es un elemento biofílico. Es parte de la clorofila, que, por falta de este elemento, se destruye. La planta reacciona a la falta de magnesio en el suelo por la salida de clorofila de las hojas viejas a las jóvenes. El movimiento es a lo largo de las venas de la hoja. Por lo tanto, permanecen verdes durante mucho tiempo, mientras que las áreas intervenales de la hoja se vuelven amarillas. También se conocen enfermedades animales. Asociado a la deficiencia de magnesio. Sin embargo, la biofilicidad del magnesio es menor que la del calcio y el potasio.

En paisajes húmedos, el magnesio, al igual que el calcio, se lixivia de los suelos, aunque su movilidad es menor. que el calcio. Esto se debe a la acción de varias barreras geoquímicas. Primero, el magnesio es absorbido activamente por la materia viva; en segundo lugar, como el potasio, entra en las redes cristalinas de los silicatos secundarios y, finalmente, es absorbido por coloides de arcilla y humus. Sin embargo, una parte importante del magnesio se elimina con la escorrentía líquida y, en la composición de las aguas subterráneas y de los ríos, el magnesio ocupa el segundo lugar después del calcio.

En condiciones áridas, la distribución del magnesio se ve afectada por la alta solubilidad de sus cloruros y sulfatos. Como resultado, se observa la acumulación de estas sales sobre las barreras de evaporación y la formación de solonchaks.

El magnesio ingresa al océano a partir de rocas erosionadas y la escala de este suministro es significativa (especialmente en el pasado). Según V. M. Goldschmidt, a lo largo de la historia geológica, 12,6 g de magnesio ingresaron al océano desde los continentes por cada kilogramo de agua oceánica. Sin embargo. El contenido de magnesio en el agua de los océanos modernos es de solo 1,3 g, debido a la participación repetida de cada átomo de magnesio en un gran ciclo geológico, la deposición de dolomitas y otras rocas sedimentarias que contienen magnesio.

La migración de magnesio ha cambiado significativamente a lo largo de la historia geológica. Si las calizas precámbricas contienen hasta un 12,6 % de magnesio, las modernas contienen solo un 1 %. La formación de dolomitas en mar abierto cesó al final del Paleozoico. Actualmente, las dolomitas se depositan solo en algunas lagunas.

La tecnofilia del magnesio sigue siendo mucho menor que la del calcio y el sodio. Hasta principios del siglo XX, solo se usaban dolomita y magnesita. Sólo recientemente se han utilizado ampliamente las aleaciones que contienen magnesio. En paisajes empobrecidos en magnesio, se observa su acumulación insignificante debido a la introducción de fertilizantes que contienen magnesio y al encalado del suelo con el uso de dolomita.

Así, en general, los ciclos biogeoquímicos de todos los metales alcalinos y alcalinotérreos se caracterizan por la apertura de ciclos anuales globales. Como resultado, se observa una acumulación intensiva de estos elementos en los sedimentos del Océano Mundial: hasta el 99% de calcio, el 98% de potasio y más del 60% de sodio se concentran según V.V. Dobrovolsky en rocas sedimentarias.

Ciclo biogeoquímico del silicio.

El silicio es el segundo elemento químico más abundante (después del oxígeno) en la corteza terrestre. Sus clarks en la corteza terrestre son 29.5, en el suelo - 33, en el océano - 5x10-5. Sin embargo, a pesar de la enorme abundancia de silicio y sus compuestos en la naturaleza (el cuarzo y los silicatos constituyen el 87% de la litosfera), los ciclos biogeoquímicos del silicio (especialmente en la tierra) aún no han sido suficientemente estudiados.

No es de extrañar que V. I. Vernadsky creía que ningún organismo en la biosfera puede existir sin silicio, que es necesario para la formación de células y tejidos de plantas y animales, sus esqueletos. La materia viva extrae silicio de las aguas y suelos naturales para la nutrición y el funcionamiento de los procesos bioquímicos, y luego lo libera con los excrementos y al morir. Como resultado de la muerte de miles de millones de organismos, enormes masas de sílice se depositan en el fondo de los cuerpos de agua. Así es como se forma el ciclo biogeoquímico del silicio. Y EN. Vernadsky enfatizó que la historia de la sílice no puede entenderse sin estudiar los resultados de la actividad vital de los organismos.

M.Strakhov demostró la posibilidad de una extracción exclusivamente biogénica de SiO2 de las aguas superficiales. Sin embargo, el suministro de sílice disuelto al océano desde la tierra es insuficiente para el desarrollo normal del fitoplancton. Es por eso que los organismos con esqueleto silíceo están poco desarrollados en las latitudes templadas y tropicales del océano. Con la saturación actual del agua con sílice, para el desarrollo normal del fitoplancton de diatomeas, cada átomo de silicio debe ser utilizado muchas veces durante el año (decenas e incluso cientos de veces). De toda la masa de sílice producida en la capa fotosintética superficial, no más de 0,1 parte llega a los sedimentos del fondo y, a menudo, es solo 0,05-0,01 parte. El resto de la sílice vuelve a ser soluble en agua. Posteriormente, es capturado del agua por nuevas generaciones de diatomeas, esponjas silíceas y radiolarios. Sin embargo, la parte 0.1-0.01 de los restos de esqueletos de plancton de diatomeas que llegan al fondo conduce a acumulaciones significativas de rocas sedimentarias silíceas. Esta rama del ciclo del silicio es relativamente estática e irreversible, y parte del sílice se elimina del ciclo biogeoquímico de esta forma.

Para nosotros, otra rama más dinámica del ciclo, que en realidad es cíclica, es más importante. Este es el silicio que pasa de los organismos de fitoplancton al medio ambiente y regresa muchas veces al año. En estas transiciones, se manifiesta la función más importante del ciclo biogeoquímico del agua del silicio: la función de transferencia de masa y energía de la materia desde la superficie a las zonas más profundas del Océano Mundial.

La segunda característica del ciclo biogeoquímico del silicio en el océano mundial es su vínculo inextricable con el carbono.

La rama continental del ciclo del silicio es compleja. La migración del agua de sílice está estrechamente relacionada con el paisaje y las condiciones geoquímicas: la composición de la vegetación y la litología de los sedimentos subyacentes. La movilidad de la sílice aumenta bruscamente con un aumento en el pH del medio, especialmente en el rango alcalino. A pH=10-11 la concentración de sílice puede alcanzar los 200 mg/l. Aumenta fuertemente la solubilidad de la sílice amorfa y el aumento de la temperatura. Los sulfatos, bicarbonatos y carbonatos de magnesio y calcio reducen drásticamente la solubilidad de la sílice y provocan su precipitación. En un entorno fuertemente ácido pH=1-2, la solubilidad de la sílice también aumenta considerablemente. Algunas plantas son concentradores de silicio.

Un poderoso mecanismo que impulsa este ciclo es la cubierta vegetal del suelo, en la que tienen lugar diversos procesos de formación de minerales organogénicos que contienen silicio (biolitos). En este caso, se entiende por biolitos los minerales que se forman en el interior del organismo en el transcurso de su actividad vital. Su papel en el ciclo del silicio es extremadamente importante, pero no se comprende bien. Básicamente, la sílice incrusta las paredes celulares. La mayoría de los biolitos de sílice contienen cereales, juncos, colas de caballo, helechos, musgos, palmeras, agujas de pino, piceas, hojas y cortezas de olmo, álamo temblón y roble. Según Parfenov y Yarilov, el contenido de sílice en las cenizas de hierba pluma puede alcanzar el 80 %. En los troncos de bambú, a veces se encuentran formaciones compuestas de ópalo, que alcanzan una longitud de 4 cm y pesan hasta 16 g. La génesis del ácido silícico del suelo bajo ciertas condiciones está directamente relacionada con la acumulación de este elemento por parte de los organismos vivos. El ejemplo más llamativo es la formación de solods, cuyo ácido silícico se acumula debido a la actividad de las diatomeas. Durante la actividad vital de las algas verdeazuladas, el hierro, el manganeso y el sílice son “capturados” con la formación de biolitos. La relación de los procesos de acumulación y eliminación de sílice en las condiciones de la zona templada se desplaza hacia la acumulación. La vegetación terrestre, especialmente los bosques de coníferas, actúa como un poderoso mecanismo que bombea masas de sílice de rocas, suelos y aguas naturales y las devuelve al paisaje en forma de biolitos. En el futuro, el ópalo de los biolitos pasa a la calcedonia e incluso al cuarzo secundario. Una parte importante del ácido silícico de los biolitos se incluye en la migración activa en el suelo y las aguas subterráneas en forma de soluciones coloidales y verdaderas.

Como resultado del impacto de los aerosoles de sílice en los organismos vivos (animales y humanos), se desarrolla una enfermedad grave: la silicosis.

Ciclos biogeoquímicos del aluminio, hierro y manganeso

Como ya sabes, el aluminio es uno de los tres elementos más comunes en la corteza terrestre. Su Clark es 8.05. El hierro es el segundo metal más abundante después del aluminio y el cuarto entre todos los elementos de la corteza terrestre. Su clark es 4,65. El contenido de manganeso en la corteza terrestre es muy inferior al -0,1%. Estos dos elementos ocupan lugares adyacentes en D.I. Mendeleev y tienen una estructura similar de capas de electrones. Sin embargo, el manganeso migra más activamente, porque el valor de pH al que precipita su hidróxido es más alto que el del hierro. El hierro y el manganeso participan activamente en el ciclo biológico, ya que forman parte de muchas enzimas. El hierro interviene en la formación de clorofila y forma parte de la hemoglobina. El manganeso participa en las reacciones redox: respiración, fotosíntesis y asimilación de nitrógeno. La participación del aluminio en el ciclo biológico es limitada. Aunque es el metal más común en la corteza terrestre, su biofilicidad es muy baja, el clare de la materia viva es de solo 5x10-3.

Los ciclos biogeoquímicos del hierro y el manganeso dependen en forma decisiva de las condiciones de humedad, la reacción del medio ambiente, el grado de aireación del suelo y las condiciones de descomposición de la materia orgánica. La migración del aluminio depende menos de las condiciones redox, ya que tiene una valencia constante. Al mismo tiempo, el carácter anfótero de este elemento determina la fuerte dependencia de su migración de las condiciones ácido-base del medio: en medio fuertemente ácido se comporta como un catión, y en medio fuertemente alcalino, como un anión. . En aguas neutras y ligeramente alcalinas de estepas y desiertos, casi no migra, la mayor movilidad de este metal se da en aguas fuertemente ácidas de áreas de vulcanismo activo y zonas de oxidación de depósitos sulfurosos. Bajo la protección de coloides orgánicos, el aluminio migra activamente en aguas pantanosas. Sin embargo, la tasa de migración del aluminio es generalmente mucho más baja que la del hierro y el manganeso, y sus minerales son más estables. La baja movilidad del aluminio determina la acumulación residual (debido a la remoción de elementos más móviles) de sus hidróxidos en la costra de meteorización de los trópicos húmedos y la formación de bauxitas.

Se sabe que compuestos de aluminio, hierro y manganeso en suelos con régimen de lixiviación migran en dirección vertical y forman horizontes iluviales enriquecidos en sesquióxidos y manganeso. Numerosos investigadores han demostrado que la migración de sesquióxidos en condiciones de régimen hídrico de tipo lixiviación se produce en forma de soles altamente dispersos estabilizados por humus ácido. En este caso, la creación de un entorno anaeróbico juega un papel importante, lo que provoca la formación de compuestos de hierro ferroso y manganeso. De importancia decisiva son los ácidos fúlvicos agresivos, que destruyen los minerales del suelo y forman compuestos complejos fácilmente móviles con aluminio, hierro y manganeso.

Los compuestos de hierro y manganeso migran activamente con la escorrentía lateral del suelo, formando acumulaciones de nódulos en los pantanos. Suelos de prados y gley, lagos y lagunas poco profundos. Esto indica la capacidad de estos compuestos para migrar distancias muy largas. La precipitación de hierro en los paisajes acumulativos se produce en forma de carbonatos de hierro, óxidos de diversos grados de hidratación, así como fosfatos y humatos. En estepas y desiertos, en condiciones alcalinas, estos elementos migran débilmente.

La migración de hierro y manganeso también es posible en la composición de la materia viva. Después de la muerte de los organismos y su mineralización en el suelo, algunos de estos elementos se fijan en el suelo, mientras que la otra parte pasa a las aguas naturales. Al regresar al suelo, comienzan un nuevo ciclo biogeoquímico.

Como resultado de los procesos de meteorización, el hierro se transporta a los océanos en grandes cantidades. La eliminación de hierro por los ríos en el océano se produce de diversas formas: en forma de suspensiones gruesas de fragmentos de minerales y rocas que contienen hierro en la red cristalina (silicatos, incluidos los minerales arcillosos), en forma de coloides que contienen hierro en el absorbido estado, en forma de hidratos, humatos y compuestos orgánicos de hierro ferroso.

La deficiencia de hierro en las plantas conduce a una enfermedad conocida como clorosis. Sin embargo, la acumulación directa de hierro en cantidades significativas es característica de solo unos pocos organismos. Las bacterias del hierro son únicas en este sentido, ya que oxidan el hierro ferroso y dan como resultado la formación de limonita. Las diatomeas son capaces de absorber el hierro de los coloides insolubles. El hierro también es consumido por el zooplancton de sangre roja (pequeños crustáceos). Con la muerte de estos organismos y la disolución de las partes detríticas, una cierta cantidad de hierro también se disuelve en forma de hidratos y otras formas. Como caso especial de concentración de hierro por organismos, se puede señalar la presencia de magnetita y goethita en los dientes de algunos gasterópodos modernos.

El ciclo biogeoquímico del hierro y el manganeso se ve significativamente perturbado por los procesos tecnogénicos y, a pesar del contenido significativamente mayor de hierro en la corteza terrestre, la tecnofilia de estos elementos es aproximadamente igual. En la noosfera, el aluminio juega un papel extremadamente importante, pero su tecnofilia es casi 100 veces menor que la del hierro.

Ciclos biogeoquímicos de los metales pesados.

Los metales pesados ​​se denominan generalmente elementos químicos que tienen una masa atómica de más de 50 unidades. A pesar de la abundancia relativamente baja de estos elementos en la naturaleza, tienen una gran influencia en los procesos biogeoquímicos de la biosfera. Dado que muchos de ellos tienen un efecto tóxico pronunciado en los organismos vivos.

Numerosos estudios han establecido que los siguientes 9 elementos son los más tóxicos: Cr, As, Ni, Sb, Pb, Vo, Cd, Hg, Ta. Los científicos polacos clasificaron los metales pesados ​​según su potencial de contaminación en 4 grupos. El grupo de elementos con un potencial contaminante muy alto incluye el cadmio, el mercurio, el plomo, el cobre, el talio, el estaño, el cromo, el antimonio, la plata y el oro.

El bismuto y el uranio pertenecen al grupo de elementos con un alto potencial contaminante. Molibdeno, bario, manganeso, titanio, hierro, selenio, telurio. El grupo de elementos con un potencial de contaminación medio incluye flúor, berilio, vanadio, rubidio, níquel, cobalto, arsénico, germanio, indio, cesio, tungsteno. Elementos con bajo potencial de contaminación: estroncio, circonio, lantano, niobio.

Como puedes ver, 4 metales del primer grupo (con un potencial contaminante muy alto) son el plomo, el mercurio, el cadmio y el cromo.

Hasta cierto punto, cada ciudad importante es la causa de anomalías biogeoquímicas, incluidas aquellas peligrosas para los humanos.

Es bien sabido que la acumulación de plomo y zinc ocurre en áreas de alto tráfico, a lo largo de carreteras y en centros industriales. Los suelos de las zonas rurales contienen entre 10 y 20 veces menos plomo. que el suelo de las ciudades. El plomo tiene la capacidad de acumularse en la materia orgánica del suelo.

La disponibilidad de metales pesados ​​para las plantas depende de la especie vegetal, el suelo y las condiciones climáticas. En cada especie vegetal, las concentraciones de metales pesados ​​pueden variar en diferentes partes y órganos, y también depende de la edad de las plantas.

Los factores del suelo que afectan significativamente la disponibilidad de metales pesados ​​para las plantas incluyen: composición granulométrica, reacción del medio ambiente del suelo, contenido de materia orgánica, capacidad de intercambio catiónico y drenaje. En suelos más pesados, hay menos peligro de posible adsorción de cantidades excesivas (tóxicas) de metales pesados ​​por parte de las plantas. Con un aumento en el pH de la solución del suelo, aumenta la probabilidad de formación de hidróxidos y carbonatos insolubles. Se creía que para minimizar la disponibilidad de metales tóxicos en el suelo, es necesario mantener un pH de al menos 6,5. Los metales pueden formar compuestos complejos con la materia orgánica del suelo y, por lo tanto, en suelos con un alto contenido de humus, están menos disponibles para ser absorbidos por las plantas. La capacidad de intercambio de cationes depende principalmente del contenido y composición mineralógica de la parte arcillosa de los suelos y del contenido de materia orgánica en ellos. Cuanto mayor sea la capacidad de intercambio de cationes, mayor será la capacidad de retención de los suelos en relación con los metales pesados.

El exceso de agua en el suelo contribuye a la aparición de metales con baja valencia en forma más soluble.

Los contaminantes prioritarios de la biosfera son el mercurio, el plomo, el cadmio, el zinc y el cobre. Un aumento en su concentración en agua, suelo, aire y biota es un indicador directo de peligro para animales y humanos.