چرخه بیوژئوشیمیایی نیتروژن در طبیعت چرخه بیوژئوشیمیایی نیتروژن و پیامدهای تأثیرات انسانی بر آن

هر عنصر شیمیایی، چرخه ای در یک اکوسیستم ایجاد می کند، مسیر خاص خود را دنبال می کند، اما تمام چرخه ها توسط انرژی هدایت می شوند و عناصر شرکت کننده در آنها به طور متناوب از شکل آلی به غیر آلی و بالعکس عبور می کنند. اجازه دهید چرخه برخی از عناصر شیمیایی را با در نظر گرفتن ویژگی های دریافت آنها از صندوق مبادله به ذخیره و بازگشت به صندوق مبادله در نظر بگیریم.

چرخه نیتروژنالبته این یکی از پیچیده ترین و در عین حال آسیب پذیرترین چرخه هاست (شکل 11.5).

با وجود تعداد زیادی از موجودات درگیر، این چرخه گردش سریع نیتروژن را در اکوسیستم های مختلف فراهم می کند. به عنوان یک قاعده، از نظر کمی، نیتروژن به دنبال کربن است که با آن در تشکیل ترکیبات پروتئینی شرکت می کند. نیتروژن که بخشی از پروتئین ها و سایر ترکیبات حاوی نیتروژن است، در نتیجه فعالیت تعدادی از باکتری های شیمیایی از شکل آلی به غیر آلی منتقل می شود. هر نوع باکتری بخشی از کار خود را انجام می دهد، اکسید کردن آمونیوم به نیتریت و بیشتر به نیترات. با این حال، نیترات های موجود در گیاهان در نتیجه فعالیت باکتری های نیترات زدایی که نیترات ها را به نیتروژن مولکولی کاهش می دهند، از آنها فرار می کنند.

چرخه نیتروژن با یک صندوق ذخیره گسترده در جو مشخص می شود. حجم هوا تقریباً 80٪ از مولکولی تشکیل شده است

برنج. 11.5.

نیتروژن (N 2) و بزرگترین مخزن این عنصر را نشان می دهد. در عین حال، محتوای ناکافی نیتروژن در خاک اغلب بهره‌وری گونه‌های گیاهی و کل اکوسیستم را به عنوان یک کل محدود می‌کند. همه موجودات زنده به نیتروژن نیاز دارند که به اشکال مختلف برای تشکیل پروتئین ها و اسیدهای نوکلئیک استفاده می شود. اما تنها تعداد کمی از میکروارگانیسم ها می توانند از گاز نیتروژن موجود در جو استفاده کنند. خوشبختانه، میکروارگانیسم‌های تثبیت‌کننده نیتروژن، نیتروژن مولکولی را به یون‌های آمونیوم در دسترس گیاه تبدیل می‌کنند. علاوه بر این، تشکیل نیترات ها به وسیله مواد معدنی به طور مداوم در اتمسفر رخ می دهد، اما این پدیده در مقایسه با فعالیت موجودات نیتریف کننده تنها نقش کمکی ایفا می کند.

چرخه فسفرفسفر یکی از مهمترین عناصر بیوژنیک است. بخشی از اسیدهای نوکلئیک، غشای سلولی، آنزیم ها، بافت استخوانی، عاج و غیره است. در مقایسه با نیتروژن، در اشکال شیمیایی نسبتا کمی وجود دارد.

فسفر از دو طریق وارد صندوق بورس می شود (شکل 11.6). اولاً به دلیل دفع اولیه مصرف کنندگان و ثانیاً در فرآیند تخریب مواد آلی مرده توسط باکتری های احیا کننده فسفات که فسفر را از فرم آلی به فسفات های محلول تبدیل می کنند: PO^ - ، HPO ^ - و HjPO ^ تجزیه کننده ها فسفر را بدون اکسید شدن از حالت آلی به غیر آلی تبدیل می کنند.

برنج. 11.6. چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر: I - صندوق مبادله. II - صندوق ذخیره

یکی از ویژگی های چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر این است که برخلاف نیتروژن و کربن، صندوق ذخیره آن جو نیست، بلکه سنگ ها و رسوبات تشکیل شده در دوره های زمین شناسی گذشته است. در این راستا، گردش فسفر به راحتی مختل می شود، زیرا بخش عمده ای از این ماده در یک صندوق ذخیره کم فعال و کم تحرک مدفون در پوسته زمین متمرکز شده است. نقص چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر این است که دسترسی به این عنصر به دلیل نشت به رسوبات عمیق محدود است.

چرخه گوگردگوگرد با ذخیره گسترده ای در پوسته زمین و ذخیره کوچکتر در اتمسفر و هیدروسفر مشخص می شود (شکل 11.7). در نتیجه چنین هماهنگی مبادلات و صندوق ذخیره، گوگرد عامل محدود کننده ای نیست. منبع اصلی گوگرد موجود برای موجودات، سولفات های مختلف است. حلالیت خوب بسیاری از سولفات ها در آب، دسترسی گوگرد معدنی به اکوسیستم ها را تسهیل می کند. گیاهان با جذب سولفات ها آنها را احیا می کنند و اسیدهای آمینه حاوی گوگرد (متیونین، سیستئین، سیستین) تولید می کنند. مشخص شده است که این آمینو اسیدها با ایجاد پل های دی سولفیدی بین قسمت های مختلف زنجیره پلی پپتیدی نقش مهمی در تشکیل ساختار سوم پروتئین ها دارند.

برنج. 11.7.

I - صندوق مبادله؛ II، III - صندوق ذخیره

مانند نیترات ها و فسفات ها، سولفات ها، شکل اصلی گوگرد موجود در گیاهان، توسط اتوتروف ها کاهش یافته و در پروتئین ها گنجانده می شوند. بقایای آلی حیوانات و گیاهان معدنی می شوند و گوگرد احیا شده موجود در ترکیب آنها در طی تجزیه هوازی به صورت آنزیمی توسط گروه های مختلف میکروارگانیسم های کموتروف اکسید می شود. فرآیندهای مشابهی در مخازن انجام می شود.

از سولفوپروتئین های موجود در خاک، باکتری های هتروتروف هیدروژن سولفید تولید می کنند. از سوی دیگر، گروه‌های مختلفی از باکتری‌های شیمی‌گردان وجود دارند که می‌توانند دوباره سولفید هیدروژن را به سولفات‌ها اکسید کنند، که باز هم باعث افزایش عرضه گوگرد در دسترس تولیدکنندگان می‌شود. چنین باکتری هایی به نور نیاز ندارند. به عنوان مثال، باکتری های شیمیایی تیوباسیلوسبه لطف انرژی حاصل از اکسیداسیون سولفید هیدروژن به سولفات ها در محیطی که تاریکی ابدی حاکم است، مواد آلی را سنتز می کند.

آخرین مرحله چرخه گوگرد کاملاً رسوبی است. این شامل بارش این عنصر در شرایط بی هوازی در حضور آهن است. مراحل مختلف این فرآیند، به ویژه مراحل برگشت پذیر، امکان استفاده از ذخایر سنگ های رسوبی را فراهم می کند. بنابراین، فرآیند با تجمع آهسته و تدریجی گوگرد در سنگ‌های رسوبی عمیق به پایان می‌رسد.

چرخه کربنکربن ماده اصلی ساختمان مولکول های ترکیبات آلی مهم برای زندگی (کربوهیدرات ها، چربی ها، پروتئین ها، اسیدهای نوکلئیک و غیره) است. این عنصر زیستی در یک چرخه با یک صندوق ذخیره کوچک اما متحرک در جو درگیر است (شکل 11.8)، که از آنجا توسط گیاهان به شکل دی اکسید کربن به دست می آید. این دی اکسید کربن، اتمسفر و محلول در آب است، که تنها منبع کربن غیر آلی است، که از آن تمام ترکیبات آلی تشکیل دهنده یک سلول زنده در فرآیند فتوسنتز تولید می شود. حرکت کربن در امتداد زنجیره های غذایی یک اکوسیستم ارتباط نزدیکی با انتقال انرژی دارد - بیهوده نیست که دی اکسید کربن و آب محصولات نهایی فعالیت حیاتی هستند.

در خاک، اغلب چرخه کربن کند می شود. مواد آلی به طور کامل معدنی نشده اند، اما به مجموعه پیچیده ای از مشتقات اسیدهای آلی تبدیل می شوند و توده ای تیره رنگ به نام هوموس را تشکیل می دهند. تحت هر شرایطی، مجموعه آلی را نمی توان به طور کامل با وسایل هوازی کانی سازی کرد و بنابراین در سنگ های رسوبی مختلف تجمع می یابد. سپس رکود یا مسدود شدن چرخه کربن وجود دارد - نمونه ای از این انباشته شدن زغال سنگ، نفت و سایر منابع هیدروکربنی است.

برنج. 11.8.

I - صندوق مبادله؛ II - صندوق ذخیره

تولیدکنندگان نمی توانند اشکال جامد کربن را جذب کنند، بنابراین هوای اتمسفر تنها منبع آن برای گیاهان است. اکنون ذخایر کربن موجود در اتمسفر به شکل CO 2 نسبتاً کم است. به لطف سیستم بافر چرخه کربنات دریایی، چرخه کربن پایدار می شود، اما به دلیل اندک بودن صندوق ذخیره همچنان آسیب پذیر است.

دوچرخه سواری نه تنها شامل عناصر بیوژنیک، بلکه آلاینده های زیادی نیز می شود. برخی از آنها در محیط گردش می کنند و تمایل به تجمع در موجودات دارند. در چنین مواردی، غلظت هر آلاینده‌ای که در موجودات یافت می‌شود، با بالا رفتن زنجیره غذایی افزایش می‌یابد، زیرا ارگانیسم‌ها آلودگی‌ها را سریع‌تر از رهاسازی آن‌ها جذب می‌کنند. به عنوان مثال، جیوه را می توان در آب و گل و لای کف در غلظت های نسبتاً بی ضرری قرار داد، در حالی که محتوای آن در بدن جانوران آبزی با پوسته یا پوسته می تواند برای آنها به حد کشنده برسد. عملکرد آفت کش هایی مانند DDT بر اساس یک اصل مشابه است: محتوای آنها در آب می تواند آنقدر کم باشد که تشخیص آنها تقریباً غیرممکن باشد، اما هر چه سطح تغذیه ای که ارگانیسم داده شده در آن قرار دارد بالاتر باشد، غلظت آن بیشتر می شود. آفت کش در بافت های آن این پدیده به عنوان تقویت بیولوژیکی یا تجمع بیولوژیکی شناخته می شود.

برای ادامه حیات، عناصر شیمیایی باید دائماً از محیط خارجی به موجودات زنده و بالعکس در گردش باشند و از سیتوپلاسم برخی از موجودات به شکلی تبدیل شوند که توسط موجودات دیگر جذب شده است. مهمترین خاصیت جریان ها در اکوسیستم ها چرخه ای بودن آنهاست. مواد موجود در اکوسیستم یک چرخه تقریبا کامل ایجاد می کنند، ابتدا وارد موجودات می شوند، سپس به محیط غیرزیست می روند و دوباره به موجودات باز می گردند.

لحظات بحرانی چرخه های بیوژئوشیمیایی، جذب (سطح تولیدکنندگان) و بازگشت (سطح تجزیه کننده ها) مواد از محیط فیزیکی است. این لحظات با واکنش های کاهش و اکسیداسیون همراه هستند. ترمیم مواد شیمیایی در نهایت به دلیل انرژی تابش خورشید انجام می شود. در هر مرحله از انتقال انرژی، پراکنده می‌شود و به سطح تجزیه‌کننده‌ها ختم می‌شود که عناصر را به حالتی اکسید می‌کنند که قبلاً می‌توانند توسط تولیدکنندگان جذب شوند. به طور کلی، در سطح صندوق مبادله، چرخه بیوژئوشیمیایی را می توان با سیستمی از مراحل نشان داد، که در هر یک از آنها بخشی از فرآیند اکسیداسیون انجام می شود (شکل 11.9).

برنج. 11.9.

در مسیر مصرف‌کننده به تولیدکننده، تجزیه‌کننده‌ها عمل می‌کنند که توسط گروه‌های مختلفی از باکتری‌های شیمیایی نشان داده می‌شوند، که ترکیبات عناصر بیوژنیک را اکسید می‌کنند و به اشکال در دسترس تولیدکنندگان می‌رسند. در چرخه نیتروژن و گوگرد، باکتری های هتروتروف در این مرحله گنجانده می شوند که باعث کاهش ترکیبات و در نتیجه غیرقابل دسترس شدن آنها برای گیاهان می شود. در چرخه گوگرد، فعالیت باکتری های هتروتروف با فعالیت چند گروه از شیمی تروف های هوازی و بی هوازی به طور همزمان متعادل می شود. در چرخه نیتروژن، سد انرژی به دلیل فعالیت میکروارگانیسم های تثبیت کننده نیتروژن تراز می شود.

• باکتری های نیترات زدایی از نیترات به عنوان منبع اکسیژن استفاده می کنند.

چرخه آب در طبیعت (چرخه هیدرولوژیکی) فرآیند حرکت چرخه ای آب در بیوسفر زمین است. از تبخیر، تراکم و بارش تشکیل شده است.

دریاها در اثر تبخیر آب بیشتری نسبت به دریافت با بارش از دست می دهند، در خشکی وضعیت برعکس است. آب به طور مداوم در سراسر جهان گردش می کند، در حالی که مقدار کل آن بدون تغییر باقی می ماند.

سه چهارم سطح زمین پوشیده از آب است. پوسته آب زمین هیدروسفر نامیده می شود. بیشتر آن را آب شور دریاها و اقیانوس ها و قسمت کوچکتر آن را آب شیرین دریاچه ها، رودخانه ها، یخچال ها، آب های زیرزمینی و بخار آب تشکیل می دهد.

روی زمین، آب در سه حالت تجمع وجود دارد: مایع، جامد و گاز. موجودات زنده بدون آب نمی توانند وجود داشته باشند. در هر موجودی، آب محیطی است که در آن واکنش های شیمیایی انجام می شود و بدون آن موجودات زنده نمی توانند زندگی کنند. آب با ارزش ترین و ضروری ترین ماده برای حیات موجودات زنده است.

تبادل دائمی رطوبت بین هیدروسفر، جو و سطح زمین که شامل فرآیندهای تبخیر، حرکت بخار آب در جو، تراکم آن در جو، بارش و رواناب است، چرخه آب در طبیعت نامیده می شود.

نزولات جوی تا حدی تبخیر می شود، تا حدی زهکش ها و مخازن موقت و دائمی را تشکیل می دهد و تا حدی به داخل زمین نفوذ می کند و آب های زیرزمینی را تشکیل می دهد.

چندین نوع چرخه آب در طبیعت وجود دارد:

یک گردش بزرگ یا جهانی - بخار آب تشکیل شده در بالای سطح اقیانوس ها توسط بادها به قاره ها منتقل می شود، به شکل بارش در آنجا می افتد و به شکل رواناب به اقیانوس باز می گردد. در این فرآیند، کیفیت آب تغییر می کند: در حین تبخیر، آب شور دریا به آب شیرین تبدیل می شود و آب آلوده تصفیه می شود.

یک گردش کوچک یا اقیانوسی - بخار آب تشکیل شده در بالای سطح اقیانوس متراکم می شود و به عنوان بارش دوباره به اقیانوس می افتد.

گردش درون قاره ای - آبی که در بالای سطح زمین تبخیر شده است دوباره به صورت بارش بر روی خشکی می ریزد.

در پایان، بارندگی در روند حرکت دوباره به اقیانوس ها می رسد.

چرخه اکسیژن

اکسیژن اتمسفر منشأ بیوژنی دارد و گردش آن در بیوسفر با پر کردن ذخایر موجود در جو در نتیجه فتوسنتز گیاهان و جذب در طی تنفس موجودات و احتراق سوخت در اقتصاد انسان انجام می شود. علاوه بر این، مقدار مشخصی از اکسیژن در اتمسفر فوقانی در هنگام تفکیک آب و تخریب ازن تحت تأثیر اشعه ماوراء بنفش تشکیل می شود. بخشی از اکسیژن برای فرآیندهای اکسیداتیو در پوسته زمین، در هنگام فوران های آتشفشانی و غیره صرف می شود.

این چرخه بسیار پیچیده است، زیرا اکسیژن وارد واکنش های مختلف می شود و بخشی از تعداد بسیار زیادی از ترکیبات آلی و معدنی است و کند است. حدود 2 هزار سال طول می کشد تا تمام اکسیژن موجود در اتمسفر تجدید شود (برای مقایسه: سالانه حدود 1/3 دی اکسید کربن اتمسفر تجدید می شود).

در حال حاضر، یک چرخه اکسیژن تعادل حفظ می شود، اگرچه اختلالات محلی در شهرهای بزرگ پرجمعیت با تعداد زیادی شرکت حمل و نقل و صنعتی رخ می دهد.

چرخه کربن

این یکی از مهم ترین چرخه های زیست کره است، زیرا کربن اساس ماده آلی است. نقش دی اکسید کربن به ویژه در چرخه بسیار زیاد است. ذخایر کربن "زنده" در ترکیب موجودات زمینی و اقیانوسی طبق منابع مختلف 550-750 Gt (1 Gt = 1 میلیارد تن) است که 99.5٪ آن در خشکی متمرکز شده است و بقیه در اقیانوس علاوه بر این، اقیانوس حاوی 700 Gt کربن به عنوان ماده آلی محلول است.

ذخایر کربن غیر آلی بسیار بیشتر است. بالای هر متر مربع خشکی و اقیانوس 1 کیلوگرم کربن اتمسفر و در زیر هر متر مربع اقیانوس در عمق 4 کیلومتری 100 کیلوگرم کربن به صورت کربنات و بی کربنات است. حتی ذخایر کربن بیشتری در سنگ های رسوبی وجود دارد - سنگ آهک حاوی کربنات ها، شیل ها حاوی کروژن و غیره است.

تقریباً 1/3 کربن "زنده" (حدود 200 Gt) در گردش است، یعنی سالانه توسط موجودات زنده در فرآیند فتوسنتز جذب می شود و به جو باز می گردد، و سهم اقیانوس و خشکی در این فرآیند تقریباً مشابه است. علیرغم این واقعیت که زیست توده اقیانوس بسیار کمتر از زیست توده خشکی است، تولید بیولوژیکی آن توسط چندین نسل از جلبک های کوتاه مدت ایجاد می شود (نسبت زیست توده و تولید بیولوژیکی در اقیانوس تقریباً مشابه آب شیرین است. زیست بوم.

تا 50 درصد (طبق برخی منابع، تا 90 درصد) کربن به شکل دی اکسید توسط میکروارگانیسم های تجزیه کننده خاک به اتمسفر بازگردانده می شود. باکتری ها و قارچ ها به طور مساوی در این فرآیند نقش دارند. بنابراین بازگشت دی اکسید کربن در طول تنفس همه موجودات دیگر کمتر از فعالیت تجزیه کننده ها است.

برخی از باکتری ها علاوه بر دی اکسید کربن، متان نیز تولید می کنند. آزاد شدن متان از خاک با غرقاب افزایش می یابد، زمانی که شرایط بی هوازی مساعد برای فعالیت باکتری های متان ساز ایجاد می شود. به همین دلیل در صورت قطع توده جنگلی و به دلیل کاهش تعرق، غرقاب شدن آن، انتشار متان از خاک جنگل به شدت افزایش می یابد. مقدار زیادی متان از مزارع برنج و دام منتشر می شود.

در حال حاضر به دلیل سوختن مقدار قابل توجهی حامل های انرژی کربنی فسیلی و همچنین رطوبت زدایی از خاک های زراعی و زهکشی باتلاق ها، چرخه کربن نقض می شود. به طور کلی میزان دی اکسید کربن در جو سالانه 0.6 درصد افزایش می یابد. محتوای متان حتی سریعتر افزایش می یابد - 1-2٪. این گازها عامل اصلی افزایش اثر گلخانه ای هستند که 50 درصد به دی اکسید کربن و 33 درصد به متان وابسته است.

چرخه نیتروژن چرخه بیوژئوشیمیایی نیتروژن است. بیشتر آن ناشی از عمل موجودات زنده است. میکروارگانیسم های خاک نقش بسیار مهمی در چرخه ایفا می کنند و متابولیسم نیتروژن در خاک را فراهم می کنند - چرخه نیتروژن در خاک که در آنجا به شکل یک ماده ساده (گاز - N2) و یون ها: نیتریت ها (NO2-) وجود دارد. نیترات (NO3-) و آمونیوم (NH4+). غلظت این یون ها منعکس کننده وضعیت جوامع خاک است، زیرا این شاخص ها تحت تأثیر وضعیت موجودات زنده (گیاهان، میکرو فلور)، وضعیت جو و شسته شدن مواد مختلف از خاک قرار دارند. آنها قادر به کاهش غلظت مواد حاوی نیتروژن هستند که برای سایر موجودات زنده مضر هستند. آنها می توانند آمونیاک را که برای موجودات زنده سمی است، به نیترات های کمتر سمی و به نیتروژن بیولوژیکی جو تبدیل کنند. بنابراین، میکرو فلور خاک به حفظ پایداری پارامترهای شیمیایی آن کمک می کند.

چرخه فسفر

در چرخه فسفر، بر خلاف چرخه کربن و نیتروژن، فاز گازی وجود ندارد. فسفر در طبیعت به مقدار زیاد در مواد معدنی سنگ ها یافت می شود و در فرآیند تخریب آنها وارد اکوسیستم های زمینی می شود. شسته شدن فسفر توسط بارش منجر به ورود آن به هیدروسفر و بر این اساس به اکوسیستم های آبی می شود. گیاهان فسفر را به شکل فسفات های محلول از محلول آبی یا خاک جذب می کنند و آن را در ترکیبات آلی - اسیدهای نوکلئیک، سیستم های انتقال انرژی (ADP، ATP) و در غشای سلولی قرار می دهند. سایر موجودات فسفر را از طریق زنجیره های غذایی بدست می آورند. در موجودات جانوری، فسفر بخشی از بافت استخوان، عاج است.

در فرآیند تنفس سلولی، ترکیبات آلی حاوی فسفر اکسید می شوند، در حالی که فسفات های آلی به عنوان بخشی از فضولات وارد محیط می شوند. موجودات کاهنده مواد آلی حاوی فسفر را به فسفات های معدنی تبدیل می کنند که می توانند دوباره توسط گیاهان مورد استفاده قرار گیرند و در نتیجه دوباره در چرخه درگیر شوند.

از آنجایی که در چرخه فسفر فاز گازی وجود ندارد، فسفر نیز مانند سایر عناصر بیوژنیک خاک تنها در صورتی در اکوسیستم گردش می کند که مواد زائد در محل های جذب این عنصر رسوب کنند. اختلال در چرخه فسفر می تواند رخ دهد، به عنوان مثال، در اکوسیستم های کشاورزی، زمانی که محصول به همراه مواد مغذی استخراج شده از خاک در فواصل قابل توجهی حمل می شود و در محل های مصرف به خاک بازگردانده نمی شود.

چرخه گوگرد

چرخه گوگرد نیز ارتباط نزدیکی با ماده زنده دارد. گوگرد به شکل SO2، SO3، H2S و گوگرد عنصری توسط آتشفشان ها در جو منتشر می شود. از سوی دیگر، سولفیدهای فلزی مختلف در طبیعت به مقدار زیاد شناخته شده اند: آهن، سرب، روی و غیره. گوگرد سولفید در بیوسفر با مشارکت میکروارگانیسم های متعدد اکسیده می شود تا گوگرد SO42 خاک و آب را سولفات کند. سولفات ها توسط گیاهان جذب می شوند. گوگرد در موجودات جزئی از اسیدهای آمینه و پروتئین ها و در گیاهان علاوه بر این جزء اسانس ها و غیره است. فرآیندهای تخریب بقایای موجودات زنده در خاک و در لای دریاها با دگرگونی های بسیار پیچیده گوگرد همراه است. هنگامی که پروتئین ها با مشارکت میکروارگانیسم ها از بین می روند، سولفید هیدروژن تشکیل می شود. علاوه بر این، سولفید هیدروژن یا به گوگرد عنصری یا به سولفات اکسید می شود. این فرآیند شامل انواع میکروارگانیسم‌ها می‌شود که ترکیبات گوگردی واسطه‌ای متعددی را ایجاد می‌کنند. ذخایر گوگرد با منشأ بیوژنیک شناخته شده است. سولفید هیدروژن می تواند سولفیدهای "ثانویه" را دوباره تشکیل دهد و گوگرد سولفات باعث ایجاد گچ می شود. به نوبه خود، سولفیدها و گچ دوباره از بین می روند و گوگرد مهاجرت خود را از سر می گیرد.

چرخه های بیوژئوشیمیایی کربن، نیتروژن و اکسیژن(شکل 6.9) کامل ترین هستند. به دلیل ذخایر زیاد جوی، آنها قادر به تنظیم سریع خود هستند. که در چرخه کربن ، یا بهتر است بگوییم ¾ از متحرک ترین شکل آن ¾ CO 2، زنجیره تغذیه به وضوح قابل مشاهده است: تهیه کنندگان¾ جذب کربن از جو در طول فتوسنتز، مصرف کنندگان¾ جذب کربن همراه با بدن تولیدکنندگان و مصرف کنندگان طبقات پایین تر، تجزیه کننده ها¾ بازگرداندن کربن به چرخه. نرخ گردش CO 2 حدود 300 سال است (جایگزینی کامل آن در جو و سایر عناصر چرخه (شکل 6.10).

برنج. 6.9. طرح گردش بیوژئوشیمیایی مواد در خشکی (طبق نظر R. Kashanov, 1984)

برنج. 6.10. نرخ‌های گردش ماده (ابر و جیبور، 1972)

در اقیانوس جهانی، زنجیره تغذیه‌ای: تولیدکنندگان (فیتوپلانکتون) ¾ مصرف‌کنندگان (زئوپلانکتون‌ها، ماهی) ¾ تجزیه‌کننده‌ها (میکروارگانیسم‌ها) ¾ به دلیل این واقعیت پیچیده است که مقداری از کربن یک موجود مرده که به پایین فرو می‌رود، به داخل می‌رود. سنگ های رسوبی است و دیگر در بیولوژیکی نیست، بلکه در چرخه زمین شناسی ماده دخالت دارد.

جنگل ها مخزن اصلی کربن محدود شده از نظر بیولوژیکی هستند، آنها حاوی 500 میلیارد تن از این عنصر هستند که 2/3 ذخیره آن در جو است. دخالت انسان در چرخه کربن منجر به افزایش محتوای CO 2 در جو می شود.

سرعت چرخه اکسیژن ¾ 2000 سال (شکل 6.10)، در این مدت است که تمام اکسیژن جو از ماده زنده عبور می کند. تامین کننده اصلی اکسیژن در زمین ¾ گیاهان سبز است. آنها سالانه 53 × 10 9 تن اکسیژن در خشکی و ¾ 414 × 10 9 تن در اقیانوس ها تولید می کنند.

مصرف کننده اصلی اکسیژن حیوانات، موجودات خاک و گیاهان هستند که از آن در فرآیند تنفس استفاده می کنند. فرآیند گردش اکسیژن در بیوسفر بسیار پیچیده است، زیرا در بسیاری از ترکیبات شیمیایی موجود است.

تخمین زده می شود که سالانه 23 درصد اکسیژن برای نیازهای صنعتی و خانگی مصرف می شود که در طی فتوسنتز آزاد می شود.

فرض بر این است که در آینده نزدیک تمام اکسیژن تولید شده در کوره ها سوزانده خواهد شد و بنابراین افزایش قابل توجهی در فتوسنتز و سایر اقدامات رادیکال ضروری است.

بیوژئوشیمیایی چرخه نیتروژن پیچیده تر از کربن و اکسیژن نیست و تمام مناطق زیست کره را پوشش می دهد. جذب آن توسط گیاهان محدود است، زیرا آنها نیتروژن را فقط به صورت ترکیب آن با هیدروژن و اکسیژن جذب می کنند. و این با وجود این واقعیت است که ذخایر نیتروژن در اتمسفر پایان ناپذیر است (78٪ از حجم آن). کاهنده ها (تخریب کننده ها) و به طور خاص باکتری های خاک، به تدریج مواد پروتئینی موجودات مرده را تجزیه کرده و به ترکیبات آمونیومی، نیترات ها و نیتریت ها تبدیل می کنند. بخشی از نیترات ها در طول چرخه وارد آب های زیرزمینی شده و آنها را آلوده می کند.

خطر همچنین در این واقعیت نهفته است که نیتروژن به شکل نیترات و نیتریت توسط گیاهان جذب می شود و می تواند در طول زنجیره های غذایی (تروفیک) منتقل شود.

نیتروژن با گازهای آزاد شده در حین پوسیدگی دوباره به جو باز می گردد. نقش باکتری ها در چرخه نیتروژن به گونه ای است که اگر تنها 12 گونه از گونه های آنها که در چرخه نیتروژن دخیل هستند از بین بروند، حیات روی زمین متوقف می شود. دانشمندان آمریکایی چنین فکر می کنند.

چرخه بیوژئوشیمیایی در بیوسفر، علاوه بر اکسیژن، کربن و نیتروژن، توسط بسیاری از عناصر دیگر نیز انجام می شود که بخشی از مواد آلی هستند - گوگرد، فسفر، آهن و غیره.

چرخه های بیوژئوشیمیایی فسفر و گوگرد،مهمترین عناصر بیوژنیک بسیار کمتر کامل هستند، زیرا بیشتر آنها در صندوق ذخیره پوسته زمین، در صندوق "غیرقابل دسترس" قرار دارند.

چرخه گوگرد و فسفر ¾ معمولی است چرخه بیوژئوشیمیایی رسوبی. چنین چرخه هایی به راحتی توسط انواع مختلف تأثیرات شکسته می شوند و بخشی از مواد مبادله شده از چرخه خارج می شود. تنها در نتیجه فرآیندهای زمین شناسی یا با استخراج اجزای بیوفیلیک توسط ماده زنده می تواند دوباره به چرخه بازگردد.

فسفرموجود در سنگ های تشکیل شده در دوره های زمین شناسی گذشته. اگر این سنگها از اعماق پوسته زمین به سطح زمین و به منطقه هوازدگی بروند، می تواند وارد چرخه بیوژئوشیمیایی شود (شکل 6.11). با فرآیندهای فرسایش، آن را به شکل ماده معدنی معروف ¾ آپاتیت به دریا می برند.

برنج. 6.11. چرخه فسفر در بیوسفر (طبق نظر P. Duvigno, M. Tang, 1973؛ با تغییرات)

چرخه کلی فسفر را می توان به دو بخش تقسیم کرد - آب و زمینی. در اکوسیستم های آبی، توسط فیتوپلانکتون ها جذب می شود و در طول زنجیره تغذیه ای به مصرف کنندگان مرتبه سوم ¾ پرندگان دریایی منتقل می شود. فضولات آنها (گوانو) دوباره وارد دریا می شود و وارد گردش می شود و یا در ساحل جمع می شود و در دریا شسته می شود.

فسفر از جانوران دریایی در حال مرگ، به ویژه ماهی ها، دوباره وارد دریا شده و وارد چرخه می شود، اما برخی از اسکلت ماهی ها به اعماق زیادی می رسد و فسفر موجود در آنها دوباره وارد سنگ های رسوبی می شود.

در اکوسیستم های زمینی، فسفر توسط گیاهان از خاک استخراج می شود و سپس از طریق شبکه غذایی پخش می شود. پس از مرگ جانوران و گیاهان و با فضولات آنها به خاک باز می گردد. فسفر از خاک در نتیجه فرسایش آبی آنها از بین می رود. افزایش محتوای فسفر در مسیرهای آبی انتقال آن باعث افزایش سریع زیست توده گیاهان آبزی، "شکوفایی" بدنه های آبی و اوتروفیکاسیون آنها می شود. بیشتر فسفر به دریا برده می شود و به طور غیرقابل برگشتی در آنجا تلف می شود.

شرایط اخیر می تواند منجر به تخلیه ذخایر سنگ معدنی حاوی فسفر (فسفوریت ها، آپاتیت ها و غیره) شود. بنابراین، ما باید برای جلوگیری از این خسارات تلاش کنیم و منتظر زمانی نباشیم که زمین "رسوبات از دست رفته" را به زمین بازگرداند.

گوگردهمچنین دارای یک صندوق ذخیره اصلی در رسوبات و خاک است، اما، برخلاف فسفر، دارای یک صندوق ذخیره در جو است (شکل 6.12). میکروارگانیسم ها نقش اصلی را در صندوق مبادله ایفا می کنند. برخی از آنها ¾ عوامل کاهنده و برخی دیگر ¾ عوامل اکسید کننده هستند.

برنج. 6.12. چرخه گوگرد (طبق گفته Yu. Odum، 1975):

"حلقه" در مرکز نمودار، فرآیندهای اکسیداسیون (O) و کاهش (R) را نشان می دهد.
به همین دلیل گوگرد بین صندوق سولفات موجود (SO 4) مبادله می شود.
و صندوقی از سولفیدهای آهن که در اعماق خاک و در رسوبات یافت می شود

در سنگها، گوگرد به شکل سولفیدها (FeS 2 و دیگران)، در محلولهای ¾ به شکل یون (SO 4) 2، در فاز گازی به شکل سولفید هیدروژن (H2S) یا دی اکسید گوگرد وجود دارد. (SO 2). در برخی از موجودات، گوگرد به شکل خالص خود (S 2) تجمع می یابد و پس از مرگ آنها، رسوبات گوگرد بومی در کف دریاها تشکیل می شود.

در محیط دریایی، یون سولفات از نظر محتوایی بعد از کلر رتبه دوم را دارد و شکل اصلی گوگرد موجود است که توسط اتوتروف ها کاهش می یابد و در ترکیب اسیدهای آمینه گنجانده می شود.

چرخه گوگرد، گرچه موجودات زنده در مقادیر کم به آن نیاز دارند، کلیدی استدر فرآیند کلی تولید و تجزیه (Yu. Odum, 1986). به عنوان مثال، در طول تشکیل سولفیدهای آهن، فسفر به شکل محلول در دسترس موجودات تبدیل می شود.

در اکوسیستم های زمینی، گوگرد پس از مرگ گیاهان به خاک باز می گردد، توسط میکروارگانیسم ها جذب می شود که آن را به H 2 S کاهش می دهد. سایر موجودات و قرار گرفتن در معرض اکسیژن خود منجر به اکسیداسیون این محصولات می شود. سولفات‌های حاصل از محلول‌های منافذ خاک ¾ حل شده و توسط گیاهان جذب می‌شوند، بنابراین چرخه ادامه می‌یابد.

با این حال، چرخه گوگرد، و همچنین نیتروژن، می تواند با دخالت انسان مختل شود (نگاه کنید به شکل 6.12). این در درجه اول به دلیل سوزاندن سوخت های فسیلی و به ویژه زغال سنگ است. دی اکسید گوگرد (SO 2) فرآیندهای فتوسنتز را مختل می کند و منجر به مرگ پوشش گیاهی می شود.

چرخه های بیوژئوشیمیایی به راحتی توسط انسان شکسته می شود. بنابراین استخراج کودهای معدنی باعث آلودگی آب و هوا می شود. فسفر وارد آب می شود و باعث اوتروفیکاسیون، ترکیبات نیتروژنی بسیار سمی و غیره می شود. به عبارت دیگر، چرخه چرخه ای نمی شود، بلکه غیر حلقوی. حفاظت از منابع طبیعی باید در جهت تبدیل فرآیندهای غیر چرخه ای به فرآیندهای چرخه ای باشد.

بنابراین، هموستاز عمومی بیوسفر به پایداری چرخه بیوژئوشیمیایی مواد در طبیعت بستگی دارد. اما به عنوان یک اکوسیستم سیاره ای، از اکوسیستم های همه سطوح تشکیل شده است، یکپارچگی و پایداری اکوسیستم های طبیعی برای هموستاز آن از اهمیت بالایی برخوردار است.

کنترل سوالات

1. بیوسفر در بین پوسته های زمین چه جایگاهی دارد و تفاوت اساسی آن با سایر پوسته ها چیست؟

2. بخش غیر زنده و زنده زیست کره به عنوان یک اکوسیستم جهانی از چه چیزی تشکیل شده است؟

3. V. I. Vernadsky از ماده زنده سیاره چه چیزی فهمید؟

4. چه اصول بیوشیمیایی زمینه ساز مهاجرت بیوژنیک است؟

5. گردش زیاد مواد، از جمله چرخه بزرگ آب، در طبیعت چگونه انجام می شود؟

6-مهمترین عملکردهای ماده زنده توسط گردش اندک مواد در طبیعت چیست؟

7. نقش ذخیره و ارز مبادله ای در چرخه بیوژئوشیمیایی مواد چیست؟

8. چرخه های بیوژئوشیمیایی عناصر اصلی بیوژنیک چه ویژگی هایی دارند؟

تاریخچه توسعه چرخه های بیوژئوشیمیایی نیتروژن در این سیاره پیچیده و متناقض است. نیتروژن در نتیجه تراکم ماده پیش سیاره کیهانی بین ستاره ای وارد سیاره زمین شد که شامل نیتروژن و ترکیبات مختلف آن (NO، NH 3، HC 3 N و غیره) بود.

گرمایش رادیواکتیو سیاره، تشکیل یک گوشته مذاب با انتشار ترکیبات نیتروژن گازی و تجمع آن در جو اولیه همراه بود، که در آن N 2 (n · 10 15 تن) حتی در حال حاضر نیز غالب است. گدازه‌های خنک‌کننده، فومارول‌های گازی آتشفشان‌ها همچنان نیتروژن، اکسیدهای آن، کلرید آمونیوم و دی‌اکسید کربن را به بیوسفر می‌رسانند.

تخلیه های الکتروشیمیایی، واکنش های فتوشیمیایی، دما و فشار فوق العاده بالا به ظهور اشکال مولکولی غیر سلولی ترکیبات نیتروژن آلی در این سیاره کمک کردند.

ظهور باکتری‌های تثبیت‌کننده نیتروژن آزاد و باکتری‌های هتروتروف احتمالاً آغاز غنی‌سازی بیوژنیک بیوسفر اولیه با ترکیبات نیتروژن، تشکیل اسیدهای آمینه، پروتئین‌ها، ترکیبات نیتروژن معدنی (آمونیوم، نمک‌های نیترات) بود. این امکان وجود دارد که تثبیت نیتروژن بیوژنیک قبل از شروع فتوسنتز باشد، در شرایط بی هوازی بدون اکسیژن در گذشته های دور انجام شود و توسط میکروارگانیسم هایی از نوع کلستریدیوم انجام شده باشد. باکتری های این جنس همچنان مهمترین عوامل تثبیت نیتروژن در شرایط بی هوازی هستند.

تثبیت بیولوژیکی نیتروژن توسط میکروارگانیسم ها در طبیعت بسیار گسترده تر از 20-30 سال پیش است. علاوه بر باکتری‌های گروه Rhizobium که نیتروژن را در تشکیل‌های ندول روی ریشه‌های گیاهان حبوبات تثبیت می‌کنند، تثبیت نیتروژن غیرهمزیستی (تداعی) توسط باکتری‌ها و قارچ‌های هتروتروف به طور گسترده توسعه یافته است (Umarov, 1983). این نوع تثبیت نیتروژن توسط صدها گونه از میکروارگانیسم های مختلف که در ریزوسفر گیاهان، در خاک و روی سطح ساقه و برگ (فیلوسفر) زندگی می کنند انجام می شود.

به طور متوسط، تثبیت نیتروژن انجمنی (غیر همزیستی) در اکوسیستم ها 50-40 کیلوگرم در هکتار در سال است. اما در ادبیات جهانی نشانه هایی وجود دارد که تثبیت نیتروژن غیر همزیستی در مناطق استوایی به 200-600 کیلوگرم در هکتار در سال می رسد (Umarov, 1983). در همان زمان، بیشتر (بیش از 90٪) از توده نیتروژن در ریزوسفر با استفاده از انرژی ترشحات ریشه و ریشه های کوچک در حال مرگ ثابت می شود. بنابراین در صورت وجود پوشش گیاهی، خاک همیشه چندین برابر بیشتر از خاک های آیش خالص نیتروژن تثبیت می کند.

همانطور که توسط مطالعات Umarov (1983) مشخص شد، تثبیت نیتروژن انجمنی مشخصه اکثر گونه های علفی و بسیاری از گیاهان چوبی، از جمله اشکال کشت شده آنها است. خاکهای چمنزار، چرنوزم و شاه بلوط (90-330 کیلوگرم در هکتار) و همچنین خاکهای جنگلی کوهستانی قفقاز (تا 180 کیلوگرم در هکتار) پتانسیل بالایی برای تثبیت نیتروژن در ریزوسفر دارند. تنها در طول فصل رشد در مزارع، این نوع تثبیت می تواند 30-40 کیلوگرم در هکتار نیتروژن اضافی به خاک بدهد. این تعجب آور نیست، زیرا میکروارگانیسم های تثبیت کننده نیتروژن می توانند بین 20 تا 80 درصد از کل جمعیت آنها را تشکیل دهند.

یک رابطه مثبت واضح بین فرآیندهای تثبیت نیتروژن توسط میکروارگانیسم ها و فتوسنتز گیاهان در اکوسیستم ها وجود دارد. هر چه بهره وری فتوسنتز گیاه بیشتر باشد، نیتروژن بیشتری در خاک ثابت می شود. این مهمترین مکانیسم بیوژئوشیمی نیتروژن در بیوسفر و در کشاورزی است.

نقش جلبک‌های سبز آبی در بیوژئوشیمی نیتروژن بسیار زیاد است که گونه‌های متعددی از آنها توانایی تثبیت نیتروژن را همزمان با فرآیند فتوسنتز نیز دارند. جلبک های سبز آبی (Cyanophyta) خاک ها را با نیتروژن غنی می کنند، به ویژه مزارع برنج آبی، آب رودخانه ها، دریاچه ها و باتلاق ها و رسوبات. اما روی سطح سنگ های برهنه یا خاک های بیابانی نیز زندگی می کنند.

توسعه پوشش گیاهی و میکروارگانیسم های مرتبط با گیاه به طور قابل توجهی دخالت نیتروژن اتمسفر را در ترکیب زیست توده افزایش داد. عارضه اشکال حیات در این سیاره باعث طولانی شدن زنجیره غذایی، تجمع مواد آلی زنده و مرده در خشکی و اقیانوس شد. این امکان وجود طولانی مدت ترکیبات نیتروژن آلی در بیوسفر و لیتوسفر را ایجاد کرد. نقش گیاهان علفی در این امر به ویژه بسیار زیاد است. قسمت های زمینی و زیرزمینی پوشش گیاهی علفی سالانه بین 20-25 تا 600-700 کیلوگرم در هکتار نیتروژن مصرف می کنند (معمولاً ریشه ها 2-6 برابر بیشتر از قسمت زمین نیتروژن دارند). در این مورد، کل زیست توده، به عنوان یک قاعده، حاوی 10-50 برابر کربن بیشتر از نیتروژن است. همه اینها نقش کلی بسیار زیاد کربن و نیتروژن را در ایجاد فیتوماس تایید می کند (Titlyanova، 1979). اما ترکیبات نیتروژن به راحتی توسط رطوبت باران از بافت های گیاهی شسته می شوند. با ورود به خاک، آنها دوباره توسط گیاهان مصرف می شوند.

چرخه‌های بیوژنیک نیتروژن چقدر پیچیده و کم مطالعه شده‌اند، که با حقایق ثابت شده انتقال ترکیبات نیتروژن از گیاه به گیاه (از گونه‌های مشابه و متفاوت) از طریق دفع ریشه در خاک، و احتمالاً با تماس مستقیم ریشه‌ها، اثبات می‌شود. . این مکانیسم شگفت‌انگیز نشان می‌دهد که گیاهان در تغذیه نیتروژن چقدر «صرفه‌جو» هستند. این پدیده احتمالاً در بیوژئوشیمی عناصر دیگر نیز وجود دارد.

همانطور که مشخص است، محتوای پروتئین دانه گندم و محتوای نیتروژن در آنها با کاهش بارش در استپ های دشت روسیه افزایش می یابد. این قبلاً برای محتوای نیتروژن کل در زیست توده گیاهان علفی ایجاد شده است. در شرایط استپی، محتوای نیتروژن در زیست توده خشک چمن ها به 2-2.6٪ می رسد. با افزایش رطوبت، به 1-1.5٪ کاهش می یابد.

همه این حقایق گواه نقش عظیم پوشش گیاهی (به ویژه علف ها) و میکروارگانیسم ها در بیوژئوشیمی نیتروژن در خشکی است. توسعه پوشش گیاهی، پیدایش فرآیند تشکیل خاک (300-400 میلیون سال پیش)، تشکیل پوسته هوموس و خاک ریز، حذف و تجمع آن به صورت سنگ‌های رسوبی، فرآیند انتقال جو را گسترش داد. نیتروژن وارد بیوسفر می شود و محتوای آن را در بیوسفر به سطح n 10 15 تن می رساند.

در عین حال، باید تاکید کرد که بازگشت نیتروژن به جو از طریق نیترات زدایی به اندازه تثبیت و نیتریفیکاسیون یک فرآیند جهانی است. این فرآیند چرخه جهانی نیتروژن را در این سیاره تضمین می کند.

شرایط ردوکس در خاک بسیار ناهمگن است. حتی در خاک های هوادهی، مناطقی با کمبود اکسیژن وجود دارد که در آن نیترات زدایی ممکن است رخ دهد. فراوانی مواد آلی متحرک تازه و فوق اشباع شدن خاک ها با رطوبت، همیشه فرآیندهای نیترات زدایی را پس از باران، هنگام باتلاق شدن و در هنگام آبیاری به شدت تشدید می کند. نیترات زدایی در مناظر آبی (باتلاق ها، دریاچه ها، مصب ها و غیره) بارزتر است.

این فرآیند بیوژئوشیمیایی سیاره‌ای هدایت‌شده دارای ویژگی چند حلقه‌ای است. بخش غالب نیتروژن ثابت در طبیعت، از طریق تبدیل‌های مکرر میکروسیکلیک، نیتریفیکاسیون و نیتریفیکاسیون، در نهایت به شکل نیتروژن گازی مولکولی (N 2) به اتمسفر بازگردانده می‌شود. اما با توسعه بیوسفر، مدت زمان وجود و اندازه جرم ترکیبات نیتروژن بیوژن آلی و معدنی در این سیاره افزایش یافت. میزان رسوبات آلی مدفون افزایش یافت. مدت زمان ریز چرخه های منفرد چرخه کلی نیتروژن بیوژئوشیمیایی زمینی در عصر حاضر از کوتاه (روزها، هفته ها، ماه ها) در بافت های میکروبی تا قابل توجه (سال) در اکوسیستم های گیاهی علفی و تا طولانی (دهه ها، قرن ها، هزاره ها) در چوب متفاوت است. اکوسیستم ها و هوموس خاک چرخه‌های زمینی کامل نیتروژن موجود در رسوبات رودخانه‌ها، دریاچه‌ها، دریاها، در فسیل‌های قابل احتراق پوسته زمین، دوره‌ای از ده‌ها هزاره، صدها هزار و میلیون‌ها سال را پوشش می‌دهند.

چرخه های طبیعی بیوژئوشیمیایی نیتروژن (و همچنین کربن) در بیوسفر "تقریباً بسته" بود، اما ویژگی بازتولید گسترده هدایت شده ذخایر در زیست کره را داشت. بیوسفر نه تنها توده‌های کاملاً تصرف شده نیتروژن و کربن را رها نکرد، بلکه به تدریج کل ذخایر آنها را به شکل ثابت (در هوموس، ذغال سنگ نارس، توده زغال سنگ فسیلی، نفت، شیل، قیر و غیره) افزایش داد.

عصر انسان زایی تغییرات قابل توجهی در چرخه های طبیعی تثبیت شده نیتروژن ایجاد کرده است. اصلی‌ترین اتفاقی که افتاده و در حال رخ دادن است (به غیر از کشاورزی) ظهور یک مکانیسم صنعتی انسانی انسانی جدید برای تثبیت توده‌های نیتروژن در قالب ده‌ها میلیون تن کود نیتروژن و همچنین آزادسازی نیتروژن در بیوسفر است. اکسیدهای وارد شده به محیط زیست از توده های زیادی از سوخت های فسیلی سوزانده شده (کارخانه های گرمایش، حمل و نقل، هوانوردی، موشک). منابع فن آوری ترکیبات نیتروژن در بیوسفر به سرعت در حال رشد هستند و هر 6-7 سال دو برابر می شوند. قبلاً در دهه 70-80 قرن XX. سالانه 50 تا 60 میلیون تن کود نیتروژن در جهان (از نظر نیتروژن) تولید می شود. در آغاز قرن XXI. این مقدار می تواند به 100-150 میلیون تن در سال برسد. احتمالاً تا این زمان، هجوم فن آوری نیتروژن به بیوسفر می تواند برابر یا فراتر از تمام اشکال بیوژنیک ورودی آن باشد.

در دوران انسان‌زایی، به‌ویژه در دوره مدرن، فرآیند غنی‌سازی محیط با ترکیبات نیتروژن به طور محسوسی افزایش یافته است. همانطور که قبلاً اشاره کردیم، فرآیند نیتروژنزاسیون فنی محیط در حال انجام است که با مجموعه پیچیده ای از مثبت (افزایش عملکرد، افزایش نسبت پروتئین در جیره) و منفی (سرطان، متموگلوبینمی، افزایش اسیدیته خاک) همراه است. و بارش) عواقب. تخریب جنگل‌ها، استپ‌ها (و میکوریزا)، جایگزینی حبوبات با غلات، تخریب افق هوموسی خاک‌های غنی از میکرو فلورا و کاهش سطح خاک نیز باعث تغییرات اضافی در بیوژئوشیمی نیتروژن در بیوسفر شد. همه این تغییرات، اغلب ماهیت مخالف، مورد مطالعه و اندازه گیری قرار نگرفته اند. ظاهرا، با این وجود، تمایل به کاهش نقش تثبیت نیتروژن زیستی در گردش عمومی آن در سیاره وجود دارد.

در برابر این پس زمینه اختلال در چرخه طبیعی نیتروژن در طبیعت بود که کودهای معدنی خاک تغییرات فوق را در اقلام درآمدی تراز نیتروژن و در جغرافیای توزیع آن ایجاد کردند و سطح کلی غلظت را نیز بالا بردند. نیترات ها و نمک های آمونیوم در خاک و آب. اما عامل جدی تر در برهم زدن تعادل، سطح غلظت و اشکال ترکیبات نیتروژن در جو و به ویژه در هیدروسفر و خاک، اقتصاد سوخت و انرژی و حمل و نقل مدرن است.

بر اساس داده های آزمایشی، انتشار آمونیاک و اکسیدهای مختلف نیتروژن در طی احتراق زغال سنگ، نفت، نفت کوره، بنزین، ذغال سنگ نارس، شیل و غیره مجموعا سالانه حدود 200 تا 350 میلیون تن به صورت گازها و آئروسل ها می باشد. اکسیداسیون آمونیاک و اکسیدهای نیتروژن منجر به تشکیل اسید نیتریک و تا حدی نمک های آمونیوم می شود که در خشکی و سطح اقیانوس رسوب می کنند. حتی اگر این ارقام حتی دوبار اغراق آمیز باشند، باز هم باید بپذیریم که انتشار ترکیبات نیتروژن در جو قبلاً به یک جزء قابل توجه در اقلام درآمدی چرخه نیتروژن در سیاره ما تبدیل شده است.

با توجه به این حقایق، درک بهتر نیازهای آتی کشاورزی در کودهای نیتروژنی، راه های مهاجرت جهانی، هوایی و آبی ترکیبات نیتروژن در کره زمین و کشف مناطقی که در آن تجمع نیترات و آمونیوم در آن ها وجود دارد، ضروری است. ترکیبات به طور عمده رخ می دهد. این امر بیش از پیش ضروری است زیرا انتشار اکسیدهای نیتروژن در جو ادامه خواهد داشت و حتی افزایش می یابد. حقایق بارش آبهای جوی اسیدی شده در کانادا، اسکاندیناوی و ایالات متحده قبلاً ثابت شده است که با کاهش pH خاک و آبهای محلی (معمولاً تحت تأثیر بارشهای ترکیبی با محلولهای اسید سولفوریک رقیق) همراه است. اسیدی شدن محیط باعث افزایش هوازدگی مواد معدنی، حذف کلسیم، منیزیم و سایر مواد مغذی گیاهی از خاک می شود که نیاز به مزارع آهک سازی را افزایش می دهد.

باید به یکی دیگر از عوامل اختلال در سطح طبیعی غلظت و چرخه نیتروژن در طبیعت اشاره کرد. این ضایعات حاصل از پرورش دام و طیور صنعتی و همچنین ضایعات و فاضلاب شهرهای بزرگ مدرن هستند. زباله ها و پساب های این منشا بسیار زیاد است. بیش از 3 میلیارد راس دام در جهان وجود دارد که مقادیر زیادی زباله تولید می کند. مزارع مرغداری مدرن، شرکت های دامپروری صنعتی، شهرها مراکز متعددی با محتوای بالای غیرعادی نیتروژن و فسفر به شکل ترکیبات آلی و معدنی ایجاد می کنند که به صورت محلی خاک، نهرها، رودخانه ها، دریاچه ها، مصب ها و مصب ها را اشباع می کند. گاهی اوقات در چنین خاکهایی، محتوای N-NO 3 به 400 قسمت در میلیون (ppm) و N-NH 4 - تا 2200 ppm می رسد. به گفته دانشمندان، رواناب شهری، فضولات حیوانی و فرسایش خاک نقش یکسان و گاهی حتی بیشتر در آلودگی خاک و آب با ترکیبات نیتروژن تا سطوح سمی دارند (کوک و ویلیامز، 1970).

افزایش غلظت ترکیبات نیتروژن در آب های طبیعی یک واقعیت نگران کننده است. در آب رودخانه های مناطق جنگلی با آب و هوای معتدل، محتوای نیترات به 0.3-0.5 میلی گرم در لیتر و در آب و هوای خشک - 1.2-1.7 میلی گرم در لیتر می رسد. در آب های زهکشی سیستم های آبیاری، غلظت NO 3 معمولاً حدود 5-6 میلی گرم در لیتر ولی گاهی 10-15 میلی گرم در لیتر است. در محلول های خاکی خاک های آبیاری شده با شور غلظت NO 3 تا 100-300 میلی گرم در لیتر مشاهده شد. در آب های زیرزمینی گاهی غلظت نیترات ها در حد 15-10 و حتی 100-50 میلی گرم در لیتر وجود دارد. به مدت 25 سال (1945-1970) مشاهدات منظم در ایالت ایلینویز، محتوای نیتروژن نیتروژن در آب های رواناب سطحی، با توجه به میانگین و حداکثر داده ها، دو تا سه و حتی چهار برابر افزایش یافت.

نه تنها آب های سطحی با غلظت بیش از حد نیترات ها غنی می شوند، بلکه آب های زیرزمینی نیز - منبع اصلی تامین آب آشامیدنی برای جمعیت است. نیترات ها تا عمق 10-15 متری و حتی بیشتر به داخل آب های زیرزمینی نفوذ می کنند و باعث افزایش غلظت آنها به 10-15 میلی گرم در لیتر N می شوند که در حال حاضر به وضوح برای مردم خطرناک است (از نظر NO 3 این مقدار 45-60 میلی گرم است. /l).

تعادل کل نیتروژن برای قلمرو ایالات متحده محاسبه شد (انباشت نیترات، 1972). مجموع ورودی های نیتروژن به خاک ایالات متحده به عنوان 21.0 میلیون تن نیتروژن در سال بیان می شود (شامل بارش جوی 5.6 میلیون تن، با کود معدنی 7.5 میلیون تن و تثبیت مواد مغذی 4.8 میلیون تن). از این میزان حدود 17 میلیون تن برای تولید مواد غذایی و مواد اولیه نساجی مصرف می شود و 4 میلیون تن مصرف نمی شود.

انواع نیترات زدایی (شامل بیش از 10 میلیون تن در محیط آبی) حدود 18.5 میلیون تن است و سالانه حدود 1.5 میلیون تن در خاک و آب باقی می ماند. داده های مربوط به نیترات زدایی در اینجا به وضوح اغراق شده است. نیتروژن باقیمانده در آب و خاک حداقل دو تا سه برابر بیشتر است. در نتیجه در نظر گرفتن عناصر چرخه بیوژئوشیمیایی مدرن نیتروژن در خشکی، موارد زیر مشخص می شود: اشکال اصلیدریافت ترکیبات آن:

• تثبیت بیوژنیک نیتروژن در خاک توسط میکروارگانیسم های انواع همزیست و غیر همزیست.
• ورود به محلول هایی با متابولیت های زنجیره های غذایی، با مواد آلی مرده، با محصولات معدنی مواد آلی خاک؛
• دریافت اکسیدهای نیتروژن از محصولات احتراق سوخت های فسیلی؛
• ورود ترکیبات نیتروژن به خاک در قالب کودهای آلی و معدنی.
• انتقال و تجمع نیترات ها در طول تبخیر آب های زیرزمینی.

اقلام هزینه ایتعادل نیتروژن در خشکی از اشکال اصلی زیر تشکیل شده است:

• جذب ترکیبات نیتروژن معدنی توسط گیاهان بالاتر و پایین تر و ورود آنها به زنجیره های غذایی اکوسیستم ها.
• انتقال ترکیبات نیتروژن به اشکال آلی با تشکیل هوموس.
• نیتروژن زدایی و در نهایت به اتمسفر بیشتر نیتروژن به شکل مولکولی گازی N 2 و بخشی به شکل اکسیدها و آمونیاک باز می گردد.
• شستشو، حذف و بیگانگی ترکیبات نیتروژن از چرخه های بیولوژیکی به چرخه های زمین شناسی؛ دفن برای مدت طولانی از نظر زمین شناسی در سنگ های رسوبی، سوخت های فسیلی یا ذخایر نمک.

اگر خطایی پیدا کردید، لطفاً قسمتی از متن را برجسته کرده و کلیک کنید Ctrl+Enter.

مبحث 3.5. چرخه های بیوژئوشیمیایی مهم ترین عناصر شیمیایی:
کربن، اکسیژن، نیتروژن، گوگرد، فسفر، پتاسیم، کلسیم،
سیلیس، آلومینیوم، آهن، منگنز و فلزات سنگین

بیایید حداقل به طور کلی با چرخه های بیوژئوشیمیایی عناصر مهم برای بیوسفر مانند کربن، اکسیژن، نیتروژن، گوگرد، فسفر، پتاسیم، کلسیم و همچنین عناصری که در طبیعت بسیار رایج هستند مانند سیلیکون، آلومینیوم آشنا شویم. و آهن

چرخه بیوژئوشیمیایی کربن

میزان کربن موجود در جو زمین 0.046 درصد به صورت دی اکسید کربن و 0.00012 درصد به صورت متان است. میانگین محتوای آن در پوسته زمین 0.35٪ و در ماده زنده حدود 18٪ است (Vinogradov, 1964). از آنجایی که کل فرآیند پیدایش و توسعه بیوسفر ارتباط نزدیکی با کربن دارد این کربن است که اساس حیات پروتئینی در سیاره ما است، یعنی. کربن مهمترین جزء شیمیایی ماده زنده است. این عنصر شیمیایی است که به دلیل توانایی آن در ایجاد پیوندهای قوی بین اتم هایش، اساس همه ترکیبات آلی است.

شاخص غنی‌سازی بیوژنیک خاک‌ها نسبت به پوسته زمین و گیاهان نسبت به خاک‌ها برای کربن به ترتیب 100 و 1000 است (کودا، 1985).

مخزن اصلی کربن در بیوسفر که این عنصر توسط موجودات زنده برای سنتز مواد آلی از آن به عاریت گرفته شده است، جو است. کربن عمدتاً به شکل دی اکسید CO2 در آن وجود دارد. بخش کوچکی از کربن اتمسفر در ترکیب گازهای دیگر - CO و هیدروکربن های مختلف، عمدتا متان CH 4 گنجانده شده است. اما آنها در اتمسفر اکسیژن ناپایدار هستند و با تشکیل، در نهایت، همان CO 2 وارد برهمکنش های شیمیایی می شوند.

از جو، کربن توسط ارگانیسم های تولید کننده اتوتروف (گیاهان، باکتری ها، سیانوبیونت ها) در فرآیند فتوسنتز جذب می شود، در نتیجه، بر اساس تعامل با آب، ترکیبات آلی - کربوهیدرات ها تشکیل می شود. علاوه بر این، در نتیجه فرآیندهای متابولیک، با مشارکت موادی که با محلول های آبی می آیند، مواد آلی پیچیده تری نیز در ارگانیسم ها سنتز می شوند. آنها نه تنها برای تشکیل بافت های گیاهی استفاده می شوند، بلکه به عنوان منبع تغذیه برای ارگانیسم هایی که پیوندهای بعدی هرم تغذیه ای - مصرف کنندگان را اشغال می کنند، عمل می کنند. بنابراین، در امتداد زنجیره های تغذیه ای، کربن به موجودات جانوران مختلف منتقل می شود.

بازگشت کربن به محیط به دو صورت اتفاق می افتد. اول، در فرآیند تنفس. ماهیت فرآیندهای تنفس استفاده ارگانیسم ها از واکنش های شیمیایی اکسیداتیو است که انرژی را برای فرآیندهای فیزیولوژیکی فراهم می کند. اکسیداسیون ترکیبات آلی، که برای آنها از اکسیژن محلول در اتمسفر یا آب استفاده می شود، منجر به تجزیه ترکیبات آلی پیچیده با تشکیل CO 2 و H 2 O می شود. در نتیجه، کربن موجود در ترکیب CO 2 به جو، و یک شاخه از چرخه بسته می شود.

راه دوم برای بازگشت کربن، تجزیه مواد آلی است. در شرایط بیوسفر، این فرآیند عمدتاً در یک محیط اکسیژن انجام می شود و همان CO 2 و H 2 O محصولات نهایی تجزیه هستند اما بیشتر دی اکسید کربن مستقیماً وارد جو نمی شود. کربن آزاد شده در طی تجزیه مواد آلی عمدتاً به صورت محلول در خاک، زیرزمینی و آب‌های سطحی باقی می‌ماند. یا به صورت دی اکسید کربن محلول، یا به عنوان بخشی از ترکیبات کربناته محلول - به شکل یون های HCO 3 - یا CO 3 2-. می تواند پس از یک مهاجرت کم و بیش طولانی، تا حدی به جو بازگردد، اما بخش بزرگتر یا کوچکتر آن همیشه به شکل نمک های کربناته رسوب می کند و در ترکیب لیتوسفر می چسبد.

بخشی از کربن اتمسفر مستقیماً از جو وارد هیدروسفر می شود و در آب حل می شود. عمدتاً دی اکسید کربن از جو جذب می شود و در آب های اقیانوس جهانی حل می شود. بخشی از کربن نیز به هر شکلی که در آب های زمین حل شده است وارد اینجا می شود. CO 2 محلول در آب دریا توسط موجودات دریایی برای ایجاد یک اسکلت کربناته (پوسته ها، ساختارهای مرجانی، پوسته های خارپوستان و غیره) استفاده می شود. این بخشی از لایه‌های سنگ‌های کربناته با منشا بیوژنیک است و برای مدت زمان کم و بیش طولانی از گردش بیوسفر خارج می‌شود.

در محیط های بدون اکسیژن، تجزیه مواد آلی نیز با تشکیل دی اکسید کربن به عنوان محصول نهایی ادامه می یابد. در اینجا، اکسیداسیون به دلیل اکسیژن وام گرفته شده از مواد معدنی توسط باکتری‌های شیمیایی انجام می‌شود. اما فرآیند در این شرایط کندتر است و تجزیه مواد آلی معمولاً ناقص است. در نتیجه بخش قابل توجهی از کربن در ترکیب مواد آلی باقی می ماند که به طور کامل تجزیه نشده و در ضخامت پوسته زمین در سیلت های قیری، باتلاق های ذغال سنگ نارس و زغال سنگ تجمع می یابد.

ذخایر کربن زیست توده زنده، هوموس، سنگ آهک و کاستوبیولیت هستند. منابع طبیعی دی اکسید کربن، علاوه بر بازدم های آتشفشانی، فرآیندهای تجزیه مواد آلی، تنفس حیوانات و گیاهان، اکسیداسیون مواد آلی در خاک و سایر محیط های طبیعی است. دی اکسید کربن تکنولوژیک 20 در 109 تن است که هنوز بسیار کمتر از انتشار طبیعی آن در جو است. در طی میلیاردها سال از پیدایش حیات بر روی زمین، تمام کربن جو و هیدروسفر بارها از موجودات زنده عبور کرده است. تنها برای 304 سال، موجودات زنده به اندازه کربن موجود در جو جذب می کنند. در نتیجه، ترکیب کربن اتمسفر را می توان تنها در 4 سال به طور کامل تجدید کرد و می توان به طور مشروط در نظر گرفت که کربن اتمسفر چرخه خود را در این مدت کامل می کند. چرخه کربن، که بخشی از هوموس خاک است، 300-400 سال تخمین زده می شود.

نقش کربن در بیوسفر به وضوح توسط طرح گردش آن نشان داده شده است (شکل 3.5.1).

برنج. 3.5.1. نمودار چرخه کربن بیوژئوشیمیایی

این طرح به وضوح نشان می دهد که گیاهان با استفاده از مکانیسم فتوسنتز، عملکرد تولید کننده اکسیژن را انجام می دهند و مصرف کنندگان اصلی دی اکسید کربن هستند.

با این حال، چرخه کربن بسته نیست. که از جمله برای ما بسیار مهم است. این عنصر اغلب به صورت سنگ های کربناته، ذغال سنگ نارس، ساپرپل، زغال سنگ و هوموس برای مدت طولانی از گردش ژئوشیمیایی حذف می شود. بنابراین، بخشی از کربن همیشه از چرخه بیولوژیکی خارج می شود و به عنوان بخشی از سنگ های مختلف در لیتوسفر متصل می شود. پس چرا کمبود کربن در جو وجود ندارد؟ دلیل آن این است که از دست دادن آن با عرضه مداوم CO 2 به جو در نتیجه فعالیت آتشفشانی جبران می شود. یعنی دی اکسید کربن عمیق و مونوکسید کربن دائما وارد جو می شوند. این به ما امکان می دهد تعادل کربن را در بیوسفر سیاره خود حفظ کنیم.

فعالیت اقتصادی انسان چرخه بیولوژیکی کربن را تشدید می کند و می تواند به افزایش بهره وری اولیه و در نتیجه ثانویه کمک کند. اما تشدید بیشتر فرآیندهای تکنولوژیک ممکن است با افزایش غلظت دی اکسید کربن در جو همراه باشد. افزایش غلظت دی اکسید کربن به 0.07 درصد شرایط تنفسی انسان و حیوانات را به شدت بدتر می کند. محاسبات نشان می دهد که به شرط حفظ سطح کنونی استخراج و استفاده از سوخت های فسیلی، دستیابی به چنین غلظتی از دی اکسید کربن در جو زمین کمی بیش از 200 سال طول خواهد کشید. در برخی از شهرهای بزرگ، اکنون این تهدید کاملاً واقعی است.

چرخه بیوژئوشیمیایی اکسیژن

همانطور که به یاد دارید، اکسیژن نه تنها در پوسته زمین (کلارک آن 47 است)، بلکه در هیدروسفر (85.7٪) و همچنین ماده زنده (70٪) رایج ترین عنصر است. این عنصر همچنین در ترکیب جو (بیش از 20 درصد) نقش بسزایی دارد. به دلیل فعالیت شیمیایی فوق العاده بالایی که دارد، اکسیژن نقش مهمی در بیوسفر ایفا می کند. شرایط ردوکس و اسید قلیایی محلول ها را تعیین می کند و ذوب می شود. با هر دو شکل یونی و غیر یونی مهاجرت در محلول مشخص می شود.

تکامل فرآیندهای ژئوشیمیایی روی زمین با افزایش مداوم محتوای اکسیژن همراه است. در حال حاضر، میزان اکسیژن موجود در جو 1.2x10.15 تن است. مقیاس تولید اکسیژن توسط گیاهان سبز به حدی است که این میزان در 4000 سال دو برابر می شود. اما این اتفاق نمی افتد، زیرا تقریباً همان مقدار ماده آلی که در نتیجه فتوسنتز تشکیل می شود در طول سال تجزیه می شود. در این حالت تقریباً تمام اکسیژن آزاد شده جذب می شود. اما به دلیل باز بودن چرخه بیوژئوشیمیایی به دلیل این که بخشی از مواد آلی حفظ شده و اکسیژن آزاد به تدریج در جو جمع می شود.

"کارخانه" اصلی برای تولید اکسیژن در سیاره ما گیاهان سبز هستند، اگرچه واکنش های شیمیایی مختلفی نیز در پوسته زمین رخ می دهد که در نتیجه اکسیژن آزاد آزاد می شود.

یکی دیگر از چرخه های مهاجرت اکسیژن آزاد با انتقال جرم در سیستم آب های طبیعی - تروپوسفر مرتبط است. در آب اقیانوس از 3x10 9 تا 10x10 9 m 3 اکسیژن محلول وجود دارد. آب سرد عرض‌های جغرافیایی بالا اکسیژن را جذب می‌کند و با ورود به مناطق استوایی با جریان‌های اقیانوسی، آن را در جو آزاد می‌کند. جذب و آزاد شدن اکسیژن نیز با تغییر فصول اتفاق می افتد که با تغییر دمای آب همراه است.

اکسیژن در تعداد زیادی از واکنش‌های اکسیداتیو مصرف می‌شود که بیشتر آنها طبیعت بیوشیمیایی دارند. در این واکنش ها انرژی جذب شده در طول فتوسنتز آزاد می شود. در خاک ها، سیلت ها و سفره های زیرزمینی، میکروارگانیسم هایی رشد می کنند که از اکسیژن برای اکسید کردن ترکیبات آلی استفاده می کنند. ذخایر اکسیژن در سیاره ما بسیار زیاد است. بخشی از شبکه های کریستالی مواد معدنی است و توسط ماده زنده از آنها آزاد می شود.

بنابراین، طرح کلی چرخه اکسیژن در بیوسفر از دو شاخه تشکیل شده است:

• تشکیل اکسیژن آزاد در طول فتوسنتز؛
• جذب اکسیژن در واکنش های اکسیداتیو

طبق محاسبات J. Walker (1980)، آزاد شدن اکسیژن توسط پوشش گیاهی زمین جهان 150x10 15 تن در سال است. انتشار توسط موجودات فتوسنتزی اقیانوس - 120x10 15 تن در سال. جذب در فرآیندهای تنفس هوازی - 2 10 x 10 15 تن در سال. نیتریفیکاسیون بیولوژیکی و سایر فرآیندهای تجزیه مواد آلی - 70x10 15 تن در سال.

در چرخه بیوژئوشیمیایی، جریان اکسیژن بین اجزای منفرد بیوسفر قابل تشخیص است (شکل 3.5.2).

برنج. 3.5.2. طرح چرخه بیوژئوشیمیایی اکسیژن

تحت شرایط مدرن، شارهای اکسیژن ایجاد شده در بیوسفر توسط مهاجرت های تکنولوژیکی مختل می شوند. بسیاری از ترکیبات شیمیایی که توسط شرکت های صنعتی در آب های طبیعی تخلیه می شوند، اکسیژن محلول در آب را متصل می کنند. مقدار فزاینده ای از دی اکسید کربن و آئروسل های مختلف به اتمسفر منتشر می شود. آلودگی خاک و به خصوص جنگل زدایی و نیز بیابان زایی زمین در مناطق وسیع، تولید اکسیژن توسط گیاهان زمینی را کاهش می دهد. مقدار زیادی از اکسیژن اتمسفر هنگام سوختن سوخت مصرف می شود. در برخی از کشورهای صنعتی، اکسیژن بیشتری نسبت به فتوسنتز تولید می شود.

چرخه بیوژئوشیمیایی هیدروژن

در پوسته زمین، هیدروژن آزاد ناپایدار است. به سرعت با اکسیژن ترکیب می شود و آب را تشکیل می دهد و همچنین در واکنش های دیگر شرکت می کند. علاوه بر این، به دلیل جرم اتمی ناچیز خود، قادر به فرار به فضا (پراکنده شدن) است. مقدار قابل توجهی هیدروژن در طول فوران های آتشفشانی به سطح زمین می آید. هیدروژن گازی به طور مداوم در نتیجه برخی واکنش های شیمیایی و همچنین در فرآیند فعالیت حیاتی باکتری هایی که مواد آلی را در شرایط بی هوازی تجزیه می کنند، تشکیل می شود.

موجودات زنده هیدروژن را در بیوسفر سیاره تثبیت می کنند و آن را نه تنها در مواد آلی متصل می کنند، بلکه در تثبیت هیدروژن توسط مواد معدنی خاک نیز شرکت می کنند. این امر در نتیجه تفکیک محصولات متابولیک اسیدی با آزاد شدن یون H + امکان پذیر می شود. دومی، به عنوان یک قاعده، یک یون هیدرونیوم (Н3О+) با یک مولکول آب از طریق پیوند هیدروژنی تشکیل می دهد. هنگامی که یون هیدروکسونیوم توسط برخی از سیلیکات ها جذب می شود، به کانی های رسی تبدیل می شوند. بنابراین، همانطور که V.V. دوبروولسکی، شدت تولید محصولات متابولیک اسیدی عامل مهمی در تبدیل هیپرژن سنگ‌های کریستالی و تشکیل پوسته هوازدگی است.

از میان فرآیندهای چرخه‌ای روی سطح زمین که هیدروژن در آن دخالت دارد، یکی از قوی‌ترین آنها چرخه آب است: بیش از 520000 متر مکعب رطوبت در سال از جو عبور می‌کند. برای ایجاد توده گیاهی سرزمین جهانی که قبل از مداخله انسان وجود داشته است، طبق گفته V.V. Dobrovolsky (1998) حدود 1.8x1012 تن آب تقسیم شد و بر این اساس، 0.3x1012 تن هیدروژن متصل شد.

در طول چرخه آب در بیوسفر، ایزوتوپ های هیدروژن و اکسیژن از هم جدا می شوند. بخار آب در طول تبخیر در ایزوتوپ های سبک غنی می شود، بنابراین بارش جوی، آب های سطحی و زیرزمینی نیز در مقایسه با آب های اقیانوس که دارای ترکیب ایزوتوپی پایدار هستند، در ایزوتوپ های سبک غنی می شوند.

چرخه نیتروژن بیوژئوشیمیایی

نیتروژن و ترکیبات آن همان نقش مهم و ضروری را در حیات بیوسفر ایفا می کنند که کربن. زیست دوستی نیتروژن با زیست دوستی کربن قابل مقایسه است. شاخص غنی‌سازی بیوژنیک خاک‌ها نسبت به پوسته زمین و گیاهان نسبت به خاک برای نیتروژن به ترتیب 1000 و 10000 است (کودا، 1985).

مخزن اصلی نیتروژن در بیوسفر نیز پوشش هوا است. حدود 80 درصد از کل ذخایر نیتروژن در جو سیاره متمرکز شده است که با جهت شارهای بیوژئوشیمیایی ترکیبات نیتروژن تشکیل شده در طول نیتروژن زدایی مرتبط است. شکل اصلی که در آن نیتروژن در جو موجود است مولکولی - N 2 است. به عنوان یک ناخالصی ناچیز، جو حاوی ترکیبات مختلف اکسید نیتروژن NOx و همچنین آمونیاک NH 3 است. دومی در شرایط جو زمین ناپایدارترین است و به راحتی اکسید می شود. در عین حال، مقدار پتانسیل ردوکس در جو برای وجود پایدار اشکال اکسید نیتروژن کافی نیست، بنابراین شکل مولکولی آزاد آن شکل اصلی است.

نیتروژن اولیه در اتمسفر احتمالاً در نتیجه فرآیندهای گاززدایی در گوشته بالایی و از پرتاب های آتشفشانی ظاهر شده است. واکنش های فتوشیمیایی در لایه های مرتفع اتمسفر منجر به تشکیل ترکیبات نیتروژن و جریان قابل توجه آنها به خشکی و اقیانوس همراه با بارندگی (3-8 کیلوگرم در هکتار نیتروژن آمونیوم در سال و 1.5-6 کیلوگرم در هکتار نیترات) می شود. این نیتروژن همچنین در جریان عمومی بیوژئوشیمیایی ترکیبات محلول که با توده‌های آب مهاجرت می‌کنند، در فرآیندهای تشکیل خاک و در تشکیل زیست توده گیاهی شرکت می‌کند.

بر خلاف کربن، نیتروژن اتمسفر نمی تواند مستقیماً توسط گیاهان عالی استفاده شود. بنابراین ارگانیسم های ثابت کننده نقش کلیدی در چرخه بیولوژیکی نیتروژن دارند. اینها میکروارگانیسم‌هایی از چندین گروه مختلف هستند که از طریق تثبیت مستقیم، توانایی استخراج مستقیم نیتروژن از جو و در نهایت تثبیت آن در خاک را دارند. این شامل:

• برخی از باکتری های خاکی آزاد.
• باکتری ندول همزیست (که در همزیستی با حبوبات وجود دارد)؛
• سیانوبیونت ها که همزیست قارچ ها، خزه ها، سرخس ها و گاهی گیاهان عالی هستند.

در نتیجه فعالیت ارگانیسم های تثبیت کننده نیتروژن، در خاک به شکل نیتریت (ترکیبات مبتنی بر NH 3) متصل می شود.

ترکیبات نیتروژن نیتریت قادر به مهاجرت در محلول های آبی هستند. در همان زمان، آنها اکسید شده و به نمک های نیترات اسید نیتریک HNO 3 تبدیل می شوند. در این شکل، ترکیبات نیتروژن را می توان به طور موثر توسط گیاهان عالی جذب کرد و برای سنتز مولکول های پروتئین بر اساس پیوندهای پپتیدی C-N استفاده کرد. علاوه بر این، در امتداد زنجیره های تغذیه ای، نیتروژن وارد ارگانیسم های حیوانات می شود. در فرآیندهای فعالیت دفعی حیوانات یا تجزیه مواد آلی به محیط (در محلول های آبی و خاک) باز می گردد.

بازگشت نیتروژن آزاد به جو و همچنین استخراج آن در نتیجه فرآیندهای میکروبیولوژیکی انجام می شود. این پیوند در چرخه به دلیل فعالیت باکتری های نیترات زدایی خاک عمل می کند که دوباره نیتروژن را به شکل مولکولی تبدیل می کند.

در لیتوسفر، به عنوان بخشی از رسوبات رسوبی، بخش بسیار کمی از نیتروژن محدود شده است. دلیل این امر این است که ترکیبات نیتروژن معدنی بر خلاف کربنات ها بسیار محلول هستند. از دست دادن نسبت معینی از نیتروژن از چرخه بیولوژیکی نیز توسط فرآیندهای آتشفشانی جبران می شود. به لطف فعالیت آتشفشانی، ترکیبات گازی مختلف نیتروژن وارد جو می شود که در شرایط پوشش جغرافیایی زمین، ناگزیر به شکل مولکولی آزاد تبدیل می شود.

بنابراین، موارد زیر را می توان از ویژگی های اصلی چرخه نیتروژن در بیوسفر در نظر گرفت:

• غلظت غالب در جو، که نقش انحصاری یک مخزن را ایفا می کند که موجودات زنده ذخایر نیتروژن مورد نیاز خود را از آن استخراج می کنند.
• نقش اصلی در چرخه نیتروژن خاک و به ویژه میکروارگانیسم های خاک، که فعالیت آنها انتقال نیتروژن در بیوسفر را از یک شکل به شکل دیگر تضمین می کند (شکل 3.5.3).

برنج. 3.5.3. طرح چرخه بیوژئوشیمیایی نیتروژن

بنابراین، بیوسفر حاوی مقدار زیادی نیتروژن به شکل محدود است: در مواد آلی پوشش خاک (1.5x10 11 تن)، در زیست توده گیاهی (1.1x10 9 تن)، در زیست توده حیوانات (6.1x10 7 تن). نیتروژن همچنین به مقدار زیاد در برخی از فسیل های بیوژنیک (نمره) یافت می شود.

در همان زمان، یک تناقض مشاهده می شود - با محتوای نیتروژن زیاد در جو، به دلیل حلالیت بسیار زیاد نمک های اسید نیتریک و نمک های آمونیوم، نیتروژن کمی در خاک وجود دارد و تقریباً همیشه برای تغذیه گیاه کافی نیست. بنابراین نیاز به گیاهان کشت شده در کودهای نیتروژنی همیشه زیاد است. بنابراین طبق برآوردهای مختلف سالانه بین 30 تا 35 میلیون تن نیتروژن به صورت کود معدنی وارد خاک می شود. بنابراین، ورودی کودهای نیتروژن 30 درصد از کل ورودی نیتروژن به خشکی و اقیانوس است. این اغلب منجر به آلودگی زیست محیطی قابل توجه و بیماری های شدید در انسان و حیوانات می شود. تلفات نیتروژن در اشکال نیترات بسیار زیاد است، زیرا توسط خاک جذب نمی شود، به راحتی توسط آب های طبیعی شسته می شود، به شکل های گازی بازگردانده می شود و تا 20-40٪ از آن برای تغذیه گیاه از بین می رود. نقض قابل توجه چرخه نیتروژن، افزایش روزافزون فضولات حیوانی، زباله های صنعتی و فاضلاب شهرهای بزرگ، انتشار آمونیوم و اکسیدهای نیتروژن در جو در هنگام احتراق زغال سنگ، نفت، نفت کوره و غیره است. نفوذ اکسیدهای نیتروژن به استراتوسفر (اگزوز هواپیماهای مافوق صوت، موشک ها، انفجارهای هسته ای) خطرناک است، زیرا می تواند باعث تخریب لایه اوزون شود. همه اینها به طور طبیعی بر چرخه بیوژئوشیمیایی نیتروژن تأثیر می گذارد.

چرخه بیوژئوشیمیایی گوگرد

گوگرد نیز یکی از عناصری است که نقش فوق العاده مهمی در گردش مواد در بیوسفر دارد. یکی از عناصر شیمیایی است که برای موجودات زنده ضروری است. به ویژه، جزء اسیدهای آمینه است. این فرآیندهای مهم بیوشیمیایی یک سلول زنده را از قبل تعیین می کند، یک جزء ضروری از تغذیه گیاه و میکرو فلور است. ترکیبات گوگردی در تشکیل ترکیب شیمیایی خاک نقش دارند و به مقدار قابل توجهی در آب های زیرزمینی وجود دارند که نقش تعیین کننده ای در فرآیندهای شور شدن خاک دارد.

محتوای گوگرد در پوسته زمین 4.7x10-2٪ است، در خاک - 8.5x10-2٪، در اقیانوس - 8.8x10-2٪ (وینوگرادوف، 1962). با این حال، در خاک های شور، محتوای گوگرد می تواند به مقادیر اندازه گیری شده در درصد کامل برسد. بنابراین، مخزن اصلی که توسط موجودات زنده از آن استخراج می شود، لیتوسفر است. این به این دلیل است که وجود پایدار ترکیبات گوگردی در جو مدرن زمین که حاوی اکسیژن آزاد و بخار H 2 O است غیرممکن است. سولفید هیدروژن (H 2 S ) در محیط اکسیژن اکسید می شود و ترکیبات گوگرد اکسیژن در واکنش با H 2 O ، اسید سولفوریک H 2 SO 4 را تشکیل می دهند که به عنوان بخشی از باران اسیدی روی سطح زمین می ریزد. بنابراین، اکسیدهای گوگرد SOx، اگرچه می توانند مستقیماً از جو توسط گیاهان جذب شوند، اما این فرآیند نقش مهمی در چرخه گوگرد ندارد.

گوگرد دارای چندین ایزوتوپ است که S 32 (> 95٪) و S 34 (4.18٪) رایج ترین در ترکیبات طبیعی هستند. در نتیجه فرآیندهای بیولوژیکی و بیوژئوشیمیایی، نسبت این ایزوتوپ‌ها به سمت افزایش محتوای ایزوتوپ سبک‌تر در افق‌های بالای خاک هوموسی تغییر می‌کند.

ترکیب ایزوتوپی گوگرد در آب‌های زیرزمینی، خاک-آب‌های زیرزمینی و سولفات‌های محلول در آب از افق C سولونچاک‌های سولفات-سودا مشابه است.

در ترکیب پوسته زمین، ترکیبات گوگردی عمدتاً به دو شکل معدنی وجود دارد: سولفید (نمک‌های هیدروسولفید اسید) و سولفات (نمک‌های اسید سولفوریک). گوگرد بومی به ندرت یافت می شود که ناپایدار است و بسته به مقادیر پتانسیل ردوکس محیط، تمایل به تشکیل ترکیبات اکسیژن یا هیدروژن دارد.

شکل اولیه معدنی گوگرد در پوسته زمین سولفید است. ترکیبات سولفیدی عملاً در بیوسفر نامحلول هستند و بنابراین گوگرد سولفید توسط گیاهان جذب نمی شود. اما، در عین حال، سولفیدها در یک محیط اکسیژن ناپایدار هستند. بنابراین، سولفیدهای سطح زمین، به عنوان یک قاعده، اکسید می شوند و در نتیجه، گوگرد در ترکیب ترکیبات سولفات قرار می گیرد. نمک های سولفات حلالیت نسبتاً خوبی دارند و گوگرد در پوشش جغرافیایی به طور فعال در محلول های آبی به عنوان بخشی از یون سولفات SO4 2- مهاجرت می کند.

در این فرم سولفات است که گوگرد به عنوان بخشی از محلول های آبی به طور موثر توسط گیاهان و سپس توسط موجودات جانوری جذب می شود. جذب با این واقعیت تسهیل می شود که ترکیبات سولفات سولفات قادر به تجمع در خاک هستند و در فرآیندهای جذب تبادلی شرکت می کنند و در عین حال بخشی از مجتمع جذب خاک (SAC) هستند.

تجزیه مواد آلی در محیط اکسیژن منجر به بازگشت گوگرد به خاک و آبهای طبیعی می شود. گوگرد سولفات در محلول های آبی مهاجرت می کند و می تواند توسط گیاهان دوباره استفاده شود. اگر تجزیه در یک محیط بدون اکسیژن انجام شود، نقش اصلی توسط فعالیت باکتری های گوگرد ایفا می شود که SO 4 2- را به H 2 S کاهش می دهند. سایر اجزای بیوسفر به شکل سولفات. بخشی از گوگرد در یک محیط احیا کننده می تواند در ترکیبات سولفیدی باند شود که با از سرگیری اکسیژن رسانی مجدداً اکسید شده و به شکل سولفات در می آیند.

چرخه بیوژئوشیمیایی گوگرد از 4 مرحله تشکیل شده است (شکل 3.5.4):

1. جذب ترکیبات گوگرد توسط موجودات زنده (گیاهان و باکتری ها) و گنجاندن گوگرد در ترکیب پروتئین ها و اسیدهای آمینه.
2. تبدیل گوگرد آلی توسط موجودات زنده (حیوانات و باکتری ها) به محصول نهایی - سولفید هیدروژن.
3. اکسیداسیون گوگرد معدنی توسط موجودات زنده (باکتری های گوگردی، باکتری های تیونیک) در فرآیند احیای سولفات. در این مرحله سولفید هیدروژن، گوگرد عنصری، ترکیبات تیو و تترا آن اکسید می شوند.
4. بازیابی گوگرد معدنی توسط موجودات زنده (باکتری ها) در فرآیند گوگرد زدایی به سولفید هیدروژن. بنابراین، مهم ترین پیوند در کل چرخه بیوژئوشیمیایی گوگرد در بیوسفر، تشکیل بیوژنیک سولفید هیدروژن است.

برنج. 3.5.4. طرح چرخه بیوژئوشیمیایی گوگرد

حذف گوگرد از چرخه بیوسفر در نتیجه تجمع رسوبات سولفات (عمدتاً گچ) رخ می دهد که لایه ها و عدسی های آن به اجزای لیتوسفر تبدیل می شوند. تلفات اولاً در فرآیندهای آتشفشانی (ورود H 2 S و SO x به جو و از آنجا با بارش به سطح زمین) جبران می شود. و ثانیاً در نتیجه فعالیت آبهای حرارتی که با آن ترکیبات سولفیدی وارد افق های بالایی پوسته زمین و کف اقیانوس جهانی می شوند.

بنابراین، ویژگی های مشخصه چرخه گوگرد شامل نقش ثانویه فرآیندهای مهاجرت جوی، و همچنین انواع شکل های وقوع به دلیل انتقال آن از فرم های سولفیدی به سولفات و بالعکس، بسته به تغییرات در شرایط اکسیداسیون و کاهش است.

فرآیندهای صنعتی مقادیر زیادی گوگرد را وارد جو می کنند. در برخی موارد، غلظت قابل توجهی از ترکیبات گوگردی در هوا باعث اختلالات محیطی از جمله باران اسیدی می شود. وجود دی اکسید گوگرد در هوا بر گیاهان عالی و گلسنگ ها تأثیر منفی می گذارد و گلسنگ های اپی فیتی می توانند به عنوان شاخصی برای افزایش سطح گوگرد در هوا عمل کنند. گلسنگ ها با کل تالوس خود رطوبت جو را جذب می کنند، بنابراین غلظت گوگرد در آنها به سرعت به حداکثر حد مجاز می رسد که منجر به مرگ موجودات می شود.

ورود گوگرد به چرخه عمومی طبق نظر J.P. Friend (1976) به شرح زیر است:

در هنگام گاز زدایی از پوسته زمین - 12x10 12 گرم در سال. در هنگام هوازدگی سنگهای رسوبی - 42x10 12 گرم در سال. نهاده های انسانی به صورت دی اکسید گوگرد - 65x1012 گرم در سال که در مجموع 119x10 12 گرم در سال است. سالانه مقادیر قابل توجهی گوگرد به شکل سولفیدها و سولفات ها - 100x10 12 گرم در سال حفظ می شود و بنابراین به طور موقت از گردش عمومی بیوژئوشیمیایی حذف می شود.

بنابراین ورود انسان زایی گوگرد به زیست کره گردش این عنصر را به طور قابل توجهی تغییر می دهد و ورود گوگرد به بیوسفر بیش از مصرف آن است که در نتیجه تجمع تدریجی آن باید اتفاق بیفتد.

چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر

چرخه فسفر در طبیعت بسیار متفاوت از چرخه های بیوژئوشیمیایی کربن، اکسیژن، نیتروژن و گوگرد است، زیرا شکل گازی ترکیبات فسفر (به عنوان مثال، PH 3) عملاً در چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر شرکت نمی کند. یعنی فسفر عموماً قادر به تجمع در جو نیست. بنابراین، نقش "مخزن" فسفر که این عنصر از آن استخراج می شود و در چرخه بیولوژیکی و همچنین برای گوگرد استفاده می شود، توسط لیتوسفر ایفا می شود.

فسفر در لیتوسفر به شکل ترکیبات فسفاته (نمک های اسید فسفریک) موجود است. سهم اصلی در میان آنها بر روی فسفات کلسیم - آپاتیت است. این یک کانی چند ژنی است که در فرآیندهای طبیعی مختلف، هم عمیق و هم سوپرژن (از جمله بیوژنیک) تشکیل می‌شود. ترکیبات فسفات قادر به حل شدن در آب هستند و فسفر به عنوان بخشی از یون PO 4 3- می تواند در محلول های آبی مهاجرت کند. از این میان فسفر توسط گیاهان جذب می شود.

شاخص غنی‌سازی بیوژنیک خاک‌ها نسبت به پوسته زمین، و گیاهان نسبت به خاک، برای فسفر و همچنین از نظر نیتروژن، به ترتیب 1000 و 10000 است (کودا، 1985). برای گیاهان، فسفر ترکیبات آلی غیر اختصاصی و هوموس در دسترس ترین است و این اوست که نقش اصلی را در چرخه بیولوژیکی کوچک (محلی) فسفر ایفا می کند.

حيوانات حتي بيشتر از گياهان فسفر را تغليظ مي كنند. بسیاری از آنها فسفر را در بافت های مغز، اسکلت، پوسته جمع می کنند. راه های مختلفی برای جذب فسفر توسط ارگانیسم های مصرف کننده وجود دارد. اول، جذب مستقیم از گیاهان در فرآیند تغذیه. ثانیاً، موجودات آبزی که از فیلتر تغذیه می کنند، فسفر را از سوسپانسیون های آلی استخراج می کنند. ثالثاً، ترکیبات آلی فسفر توسط لجن خواران در طول پردازش لجن بیوژنیک جذب می شوند.

بازگشت فسفر به محیط در هنگام تجزیه مواد آلی اتفاق می افتد. اما این بازگشت هنوز کامل نشده است. به طور کلی، ترکیبات فسفر با تمایل به انتقال به شکل محلول های آبی و سوسپانسیون به آب های نهایی رواناب، تا حد زیادی به اقیانوس جهانی، که در آن به عنوان بخشی از رسوبات رسوبی مختلف انباشته می شود، مشخص می شود. روایت آفرینش در انجیل. این بخش از فسفر تنها در نتیجه فرآیندهای تکتونیکی صدها میلیون سال می تواند دوباره به گردش خارجی بازگردد. در شرایط طبیعی تعادل با تحرک نسبتا ضعیف ترکیبات فسفر حفظ می شود که در نتیجه فسفر استخراج شده توسط گیاهان از خاک بیشتر در نتیجه تجزیه مواد آلی به آن باز می گردد. در خاک ها و سنگ ها، فسفر به راحتی تثبیت می شود. ثابت کننده های فسفر هیدروکسیدهای آهن، منگنز، آلومینیوم، کانی های رسی (به ویژه کانی های گروه کائولینیت) هستند. با این حال، فسفر ثابت می تواند 40-50٪ دفع شود و توسط گیاهان استفاده شود. این فرآیند به pH و شرایط محیطی Eh بستگی دارد. افزایش اسیدیته، تشکیل اسید کربنیک، به دفع فسفر کمک می کند و مهاجرت ترکیبات فسفر را افزایش می دهد.

ترکیبات فسفر با آهن دو ظرفیتی در محیط احیا کننده تشکیل می شود که به حذف فسفر از خاک نیز کمک می کند.

مهاجرت فسفر نیز در اثر فرسایش آبی و بادی امکان پذیر است. بنابراین، چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر نسبت به چرخه های کربن و نیتروژن بسیار کمتر بسته و برگشت پذیرتر است و آلودگی محیط زیست با فسفر به ویژه خطرناک است (شکل 3.5.5).

برنج. 3.5.5. طرح چرخه بیوژئوشیمیایی فسفر

ویژگی های اصلی چرخه فسفر عبارتند از:

• بدون حمل و نقل جوی؛
• وجود یک منبع واحد - لیتوسفر؛
• تمایل به تجمع در مخازن نهایی رواناب.

با بهره برداری فشرده کشاورزی از زمین، از دست دادن فسفر در چشم انداز تقریبا غیر قابل برگشت می شود. جبران فقط از طریق استفاده از کودهای فسفاته امکان پذیر است. مشخص شده است که کودهای فسفاته حلقه مهم و ضروری در دستیابی به عملکرد بالای محصولات کشاورزی هستند. با این حال، تمام ذخایر شناخته شده ذخایر فسفات محدود است و طبق پیش‌بینی‌های دانشمندان، می‌توانند در 75 تا 100 سال آینده تخلیه شوند. این در حالی است که اخیراً ترکیبات مضر فسفاته به یکی از مهم ترین عوامل آلودگی آب رودخانه ها و دریاچه ها تبدیل شده اند.

بنابراین، در زمان های اخیر، تصویر کلی از توزیع مهاجرت فسفر توسط او در زیست کره به شدت توسط انسان مختل شده است. اصطلاحات این پدیده در اینجا آمده است: اولاً بسیج فسفر از سنگ معدن و سرباره های کشاورزی، تولید و استفاده از کودهای فسفاته و دوم، تولید فرآورده های حاوی فسفر و استفاده از آنها در زندگی روزمره. ثالثاً، تولید منابع غذایی و خوراک حاوی فسفر، صادرات و مصرف آنها در مناطق متمرکز جمعیت. چهارم، توسعه شیلات، استخراج نرم تنان دریایی و جلبک ها، که مستلزم توزیع مجدد فسفر از اقیانوس به خشکی است. در نتیجه، روند فسفاته شدن زمین مشاهده می شود، اما این روند به شدت نابرابر خود را نشان می دهد. محتوای فسفر در محیط شهرهای بزرگ در حال افزایش است. در مقابل، کشورهایی که فعالانه محصولات ارگانیک صادر می کنند و از کودهای فسفاته استفاده نمی کنند، ذخایر فسفر در خاک خود را از دست می دهند.

چرخه های بیوژئوشیمیایی پتاسیم و سدیم

کلارک پتاسیم در پوسته زمین 2.89 و سدیم 2.46 است، یعنی محتوای نسبی آنها بسیار نزدیک است.

پتاسیم از مخلوطی از 3 ایزوتوپ تشکیل شده است: 39 K - 93.08٪. 40 K -0.0119%; 41 K - 6.91٪. ایزوتوپ 40K ناپایدار است و به ایزوبارهای همسایه کلسیم و آرگون تبدیل می شود.

تبدیل پتاسیم به آرگون اساس توسعه روش پتاسیم-آرگون در زمین شناسی هسته ای بود.

فراوانی کیهانی پتاسیم، به عنوان یک عنصر عجیب و غریب، در مقایسه با کلسیم و اکسیژن حتی کم است. از نظر اندازه، یون پتاسیم در میان سایر کاتیون‌های پیشرو لیتوسفر بزرگترین است. بنابراین، کلارک عمده پتاسیم بعد از اکسیژن در پوسته زمین رتبه دوم را دارد.

پتاسیم یک فلز واکنش پذیر است که در حالت اصلی خود وجود ندارد. در تمام ترکیبات شیمیایی روی زمین، به عنوان یک فلز تک ظرفیتی عمل می کند. فلز پتاسیم در هوا می سوزد و به سرعت اکسید می شود و به K 2 O می رسد. تعداد گونه های معدنی 115 است (سه برابر کمتر از کلسیم و نیمی از سدیم). - K- نمک، سیلیکات - K-feldspars (اورتوکلاز، میکروکلین)، فلوگوپیت، مسکویت، بیوتیت، گلوکونیت، لوسیت. از نظر خواص شیمیایی، پتاسیم نزدیک به سدیم است که مهاجرت مفاصل آنها را تعیین می کند. اما رفتار آنها در منطقه هیپروژنز و بیوسفر به طور کلی به شدت متفاوت است. بیشتر پتاسیم در طول تبدیل هایپرژن سیلیکات ها در ترکیب مواد معدنی رسی ثانویه باقی می ماند، بنابراین پتاسیم در زمین های جهان بسیار محکم تر از سدیم و همانطور که در زیر خواهیم دید، کلسیم حفظ می شود. با این وجود، آزادسازی جزئی یون های پتاسیم در فرآیندهای هیپروژنز رخ می دهد و به طور فعال در چرخه بیوژئوشیمیایی نقش دارد.

این به این دلیل است که پتاسیم نقش بسیار مهمی در زندگی موجودات زنده دارد. در آب و هوای مرطوب، در طول هوازدگی مواد معدنی حاوی پتاسیم، پتاسیم به راحتی شسته شده و توسط محلول های آبی حمل می شود. با این حال، حذف پتاسیم در پوسته هوازدگی کمتر از کلسیم و سدیم است. این به دلیل این واقعیت است که یون پتاسیم بزرگ به میزان بیشتری توسط مواد معدنی پراکنده ریز جذب می شود. مدت‌هاست که مشخص شده است که یون‌های پتاسیم توسط برخی کلوئیدها (مثلاً هیدروکسیدهای آهن و آلومینیوم) راحت‌تر از یون‌های سدیم جذب می‌شوند. واکنش های تبادل کاتیونی با مواد معدنی رس نیز تثبیت پتاسیم را تقویت می کند. در خاک ها نیز تبادل بین یون های پتاسیم و هیدروکسونیوم وجود دارد که اندازه های یونی قابل مقایسه ای دارند. به این ترتیب، پتاسیم را می توان در هیدرومیکاس، کائولینیت، مونت موریلونیت تثبیت کرد. پتاسیم به میزان بیشتری از سدیم توسط پوشش گیاهی خشکی جذب می شود.

بنابراین، بخش قابل توجهی از پتاسیم در خاک ذخیره می شود، در حالی که بیشتر سدیم به اقیانوس منتقل می شود. در ترکیب رواناب از قاره ها، سدیم تقریبا 2.5 برابر بیشتر از پتاسیم است.

پتاسیم عنصر ضروری موجودات زنده است. آنها حاوی 0.1 تا 0.01 درصد پتاسیم هستند. در خاکستر گیاهان کشت شده تا 25-60٪ K 2 O. برخی از موجودات قادر به تمرکز پتاسیم در مقادیر قابل توجهی هستند. بنابراین، در برخی از جلبک ها، محتوای پتاسیم به 3٪ وزن زنده می رسد. گیاهان زمینی پتاسیم را از خاک جذب می کنند. با کمبود پتاسیم، برگها رنگ پریده می شوند و می میرند، دانه ها جوانه زنی خود را از دست می دهند. پتاسیم به راحتی به داخل سلول های موجودات نفوذ می کند و نفوذپذیری آنها را در برابر مواد مختلف افزایش می دهد. این ماده تأثیر بسزایی در متابولیسم دارد و برای گیاهان برای فتوسنتز ضروری است، علاوه بر این، پتاسیم جریان آب را به داخل سلول های گیاهی بهبود می بخشد و فرآیند تبخیر را کاهش می دهد و در نتیجه مقاومت گیاهان را در برابر خشکی افزایش می دهد. با کمبود یا بیش از حد پتاسیم، شدت فتوسنتز کاهش می یابد و شدت تنفس افزایش می یابد. کمبود پتاسیم در خاک منجر به کاهش قابل توجه بهره وری گیاه می شود.

به همین دلیل است که کلارک پتاسیم در ماده زنده به اندازه نیتروژن است. به خصوص مقدار زیادی پتاسیم توسط برخی از جلبک های دریایی (تا 5٪) انباشته می شود.

هر سال حدود 1.8×109 تن پتاسیم در چرخه بیولوژیکی در خشکی نقش دارد (دوبروولسکی، 1998). توده پتاسیم آزاد شده از سیستم گردش بیولوژیکی در خشکی تا حدی در مواد آلی مرده باقی می ماند و توسط مواد معدنی خاک (مواد معدنی رسی) جذب می شود و تا حدی در مهاجرت آب دخیل است.

مقدار پتاسیم موجود در مواد آلی مرده پدوسفر به گفته نویسندگان مختلف از 3x109 تا 6x109 تن است. سالانه بیش از 61x106 تن پتاسیم در حالت محلول (به صورت یون آزاد) و 283x106 تن پتاسیم به صورت سوسپانسیون (ذرات رس، مواد آلی و ...) همراه با روان آب های قاره وارد اقیانوس می شود. پتاسیم همچنین به عنوان بخشی از ذرات معلق در هوا به طور فعال در سیستم سطح-اتمسفر اقیانوس مهاجرت می کند: میانگین غلظت این عنصر در بارش جوی بر روی اقیانوس 15٪ است. غلظت پتاسیم در بارش در قاره ها به طور قابل توجهی بالاتر است، به طور متوسط ​​0.7٪. مقدار قابل توجهی پتاسیم همراه با گرد و غبار از خشکی به اقیانوس منتقل می شود. به گفته V.V. Dobrovolsky، این مقدار حداقل 43x10 6 تن در سال است.

در ناحیه هیپرژن، غلظت زیاد پتاسیم نادر است و توسط تبخیر - سیلویت و کارنالیت نشان داده می شود. حتی کمتر رایج است نیترات پتاسیم به شکل نیترات پتاسیم با منشاء آلی (تشکیل شده در آب و هوای خشک).

کلارک سدیم در ماده زنده بسیار کم است - 0.008 (بیش از دو مرتبه قدر کمتر از پتاسیم)، که نشان دهنده مصرف کم سدیم توسط مواد زنده است. با این حال، سدیم در مقادیر کم برای همه موجودات زنده مورد نیاز است.

در آب و هوای مرطوب، سدیم به راحتی چرخه بیولوژیکی را ترک می کند و با رواناب مایع از چشم انداز خارج می شود. در نتیجه، کاهش کلی دومی در سدیم مشاهده می شود. میزان سدیم موجودات گیاهی معمولاً بسیار کم است. موجودات حیوانی به مقادیر بیشتری از این عنصر نیاز دارند، زیرا بخشی از خون است. بر فعالیت سیستم قلبی عروقی و کلیه ها تأثیر می گذارد. بنابراین، گاهی اوقات حیوانات باید با نمک خوراکی تغذیه شوند.

در آب و هوای خشک، سدیم در آب های زیرزمینی و دریاچه ها متمرکز شده و در خاک های شور تجمع می یابد (عمل سد تبخیری). بر این اساس، پوشش گیاهی جوامع هالوفیت نیز حاوی مقادیر بیشتری سدیم است.

با این حال، نقش چرخه بیولوژیکی سدیم، بر خلاف پتاسیم، نسبتا کم است. اما مهاجرت آب آن بسیار چشمگیر است. با توجه به ویژگی های مهاجرت در بیوسفر، سدیم بسیار شبیه به کلر است. نمک های به راحتی قابل حل را تشکیل می دهد، بنابراین در اقیانوس ها تجمع می یابد و در مهاجرت جوی شرکت می کند.

منبع اصلی سدیم متحرک در بیوسفر سنگ های آذرین هوازدگی است (منبع اصلی کلر آتشفشانی است).

Technogenesis تنظیمات قابل توجهی در مسیرهای بیوژئوشیمیایی مهاجرت سدیم ایجاد کرده است. اهمیت اولیه استخراج هالیت (نمک معمولی)، سودا و میرابیلیت است. آبیاری اراضی در مناطق خشک نیز بر ماهیت چرخه های بیوژئوشیمیایی سدیم تأثیر بسزایی دارد.

چرخه های بیوژئوشیمیایی کلسیم و منیزیم

اتم های کلسیم دارای تعداد جادویی پروتون هستند: 20 در هسته و این قدرت سیستم هسته ای آن را تعیین می کند. در بین عناصر سبک، کلسیم با حداکثر تعداد ایزوتوپ های پایدار - 6 نشان داده می شود که دارای توزیع هستند: 40 Ca - 96.97٪ (جادوی دوگانه 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٪. از نظر پراکندگی در منظومه شمسی در جایگاه پانزدهم قرار دارد اما در بین فلزات در جایگاه پنجم قرار دارد.

در طبیعت، مانند یک فلز واکنش پذیر رفتار می کند. به راحتی اکسید می شود تا CaO را تشکیل دهد. در فرآیندهای ژئوشیمیایی، به عنوان یک کاتیون با بار مضاعف Ca + 2 عمل می کند

شعاع یونی آن بسیار نزدیک به شعاع سدیم است. تعداد گونه های معدنی 390 گونه است، بنابراین به عناصر اصلی کانی ساز تعلق دارد. از نظر تعداد مواد معدنی تشکیل شده، پس از اکسیژن، هیدروژن و سیلیکون در رتبه چهارم قرار دارد. به عنوان مثال: کربنات ها - کلسیت، آراگونیت، دولومیت؛ سولفات ها - انیدریت، گچ؛ هالیدها - فلوریت؛ فسفات ها: آپاتیت؛ سیلیکات - گارنت، پیروکسن، آمفیبول، اپیدوت، پلاژیوکلاز، زئولیت.

پلاژیوکلازها رایج ترین کانی های موجود در پوسته زمین هستند. کلارک کلسیم در لیتوسفر 2.96 است. سیلیکات های کلسیم در ناحیه هایپروژنز پایداری ضعیفی دارند و اولین مواردی هستند که در طی هوازدگی سنگ ها از بین می روند.

کلسیم ظرفیت مهاجرت نسبتا بالایی دارد که عمدتاً توسط آب و هوا تعیین می شود. در فرآیندهای هوازدگی شیمیایی، کلسیم از مواد معدنی توسط آب های طبیعی شسته می شود. در رابطه با هوازدگی، مواد معدنی کلسیم دنباله زیر را تشکیل می دهند: پلاژیوکلاز - اوژیت کلسیم - آمفیبول کلسیم. در گروه پلاژیوکلاز، واریته های غنی از کلسیم سریعتر از انواع سدیمی هوازدگی می کنند. در عین حال، محلول های طبیعی که به طور فعال کلسیم را حذف می کنند، حاوی مقادیر قابل توجهی یون بی کربنات هستند. از طرفی در خاک های مناطق مرطوب کمبود کلسیم قابل توجهی مشاهده می شود. مقدار بسیار کمی از آن در پوسته های هوازدگی وجود دارد. این با تحرک بالای مهاجرت این عنصر توضیح داده می شود.

در سینک یونی از قاره ها، کلسیم جایگاه اول را در بین کاتیون ها به خود اختصاص می دهد. توسط رودخانه ها عمدتاً به صورت سوسپانسیون کربنات ها، سولفات ها و بی کربنات ها در حالت محلول حمل می شود. تاریخچه ژئوشیمیایی کلسیم در اقیانوس به سیستم تعادل کربنات، دمای آب و فعالیت موجودات زنده مربوط می شود.

کلسیم یکی از مهم ترین عناصر موجودات زنده - از ساده ترین تا پستانداران عالی است. آب های سرد در عرض های جغرافیایی بالا و اعماق دریا به دلیل دما و pH پایین با CaCO 3 اشباع نشده اند، بنابراین اسید کربنیک موجود در آب، CaCO3 رسوبات کف را حل می کند. به همین دلیل است که موجودات دریایی در عرض های جغرافیایی بالا از ساختن اسکلت خود از CaCO 3 اجتناب می کنند. در عرض های جغرافیایی استوایی، ناحیه ای از فوق اشباع CaCO 3 ایجاد شده است. در اینجا رشد گسترده ای از صخره های مرجانی وجود دارد، بسیاری از موجودات زنده در اینجا اسکلت ها و پوسته های کربنات عظیمی دارند.

مهاجرت کلسیم در اقیانوس با مشارکت موجودات زنده مهمترین حلقه در گردش آن است. به گفته A.P. رودخانه های وینوگرادوف سالانه 1 * 10 15 تن CaCO 3 را وارد اقیانوس می کنند. کجا می رود؟ سالانه تقریباً همین مقدار از آن در رسوبات کف اقیانوس مدفون می شود. موجودات زنده اقیانوسی کلسیم را به شکل آراگونیت و کلسیت متمرکز می کنند. با این حال، آراگونیت ناپایدار است و در نهایت به کلسیت تبدیل می شود. در اقیانوس، ما با پدیده های منحصر به فردی از رشد سریع کریستال های بزرگ در موجودات منفرد مواجه هستیم. در برخی از پوسته های نرم تنان دوکفه ای، بلورهای کلسیت به طول بیش از 7 سانتی متر یافت می شود؛ خارپشت های دریایی با سوزن های بلند کلسیت در دریاهای گرمسیری زندگی می کنند. در بسیاری از خارپوستان سازگاری بدن زنده موجودات به شکل کریستال مشاهده می شود. در این مورد، ما با نوع خاصی از همزیستی بین موجودات و کریستال ها مواجه می شویم.

در آب و هوای خشک، کلسیم به راحتی از محلول‌ها به شکل کربنات‌ها رسوب می‌کند و لایه‌هایی از سنگ‌های کربناته شیمیایی و افق‌های کربناته ایلوویال را در خاک تشکیل می‌دهد.

بخش کوچکی از یون‌های کلسیم آب دریا در مخازن بسته و تحت شرایط تبخیر با روش‌های شیمیایی رسوب می‌کند.

کلسیم نقش مهمی در فرآیندهای تشکیل خاک دارد. بخشی از مجتمع جاذب خاک است، در واکنش های تبادلی محلول خاک شرکت می کند و باعث ایجاد ظرفیت بافر خاک در محدوده اسیدی محیط می شود. هومات کلسیم نقش مهمی در تشکیل ساختار خاک ایفا می کند. بعلاوه، کلسیم به طور فعال در رسوب سسکوئی اکسیدها و منگنز نقش دارد و اغلب به همراه این عناصر و سیلیس ترکیباتی را تشکیل می دهد.

در خاک های سری اسیدی که با تجلی قابل توجهی از فرآیند شستشو مشخص می شود، پدیده تجمع بیوژنیک کلسیم در بستر و افق های سطحی تجمعی خاک ها مشاهده می شود. به گروه عناصر بیوفیلیک تعلق دارد. بنابراین، کلسیم به طور فعال در چرخه بیولوژیکی نقش دارد. مقیاس درگیری کلسیم در مناطق مختلف طبیعی به طور قابل توجهی متفاوت است.

در مناظر کشاورزی، بخش قابل توجهی از کلسیم همراه با برداشت از بین می رود.

اما نقض چرخه بیوژئوشیمیایی کلسیم در حال حاضر نه تنها و نه چندان به دلیل بیگانگی بخشی از آن با محصولات کشاورزی، بلکه به دلیل استفاده از سنگ های کربناته در ساختمان سازی، کشاورزی (آهک کردن خاک) و صنعت متالورژی

کلاک منیزیم در 1.87 کمتر از کلاک کلسیم است، اما توزیع منیزیم بسیار ناهمگن است. یون منیزیم از نظر اندازه نزدیک به یون‌های آهن و نیکل دو ظرفیتی است و همراه با آنها در ترکیب الیوین‌ها و پیروکسن‌ها قرار می‌گیرد و در سنگ‌های آذرین بازی و به‌ویژه اولترابازیک متمرکز می‌شود.

در همان زمان، منیزیم در اقیانوس ها و دریاچه های نمک تجمع می یابد و ظرفیت مهاجرت به عناصری مانند سدیم و پتاسیم نزدیک می شود. این به دلیل حلالیت خوب کلریدها و سولفات های منیزیم است. برخلاف سایر فلزات قلیایی خاکی و قلیایی، منیزیم به دلیل اندازه کوچک یون ها، به راحتی وارد شبکه بلوری کانی های رسی می شود و آلومینوسیلیکات های منیزیم ثانویه را تشکیل می دهد.

منیزیم یک عنصر بیوفیلیک است. بخشی از کلروفیل است که با کمبود این عنصر از بین می رود. این گیاه با خروج کلروفیل از برگ های پیر به جوان به کمبود منیزیم در خاک واکنش نشان می دهد. حرکت در امتداد رگبرگهای برگ است. بنابراین، آنها برای مدت طولانی سبز باقی می مانند، در حالی که نواحی بین رگبرگی برگ زرد می شوند. بیماری های حیوانات نیز شناخته شده است. با کمبود منیزیم همراه است. با این حال، زیست دوستی منیزیم کمتر از کلسیم و پتاسیم است.

در مناظر مرطوب، منیزیم، مانند کلسیم، از خاک شسته می شود، اگرچه تحرک آن کمتر است. از کلسیم این به دلیل عملکرد چندین مانع ژئوشیمیایی است. اول، منیزیم به طور فعال توسط مواد زنده جذب می شود. ثانیاً مانند پتاسیم وارد شبکه‌های کریستالی سیلیکات‌های ثانویه شده و در نهایت توسط کلوئیدهای رسی و هوموس جذب می‌شود. با این وجود بخش قابل توجهی از منیزیم با رواناب مایع حذف می‌شود و در ترکیب آب‌های زیرزمینی و رودخانه‌ها، منیزیم پس از کلسیم در رتبه دوم قرار دارد.

در شرایط خشک، توزیع منیزیم تحت تأثیر حلالیت بالای کلریدها و سولفات های آن است. در نتیجه تجمع این نمک ها بر روی موانع تبخیر و تشکیل سولونچاک ها مشاهده می شود.

منیزیم از سنگ های در حال هوازدگی وارد اقیانوس می شود و مقیاس این ذخیره (به ویژه در گذشته) قابل توجه است. به گفته V.M. گلداشمیت، در طول تاریخ زمین شناسی، به ازای هر کیلوگرم آب اقیانوس، 12.6 گرم منیزیم از قاره ها وارد اقیانوس می شود. با این حال. محتوای منیزیم در آب اقیانوس‌های امروزی تنها 1.3 گرم است. این به دلیل مشارکت مکرر هر اتم منیزیم در یک چرخه بزرگ زمین‌شناسی، رسوب دولومیت‌ها و سایر سنگ‌های رسوبی حاوی منیزیم است.

مهاجرت منیزیم در طول تاریخ زمین شناسی به طور قابل توجهی تغییر کرده است. اگر سنگ‌های آهک پرکامبرین تا 12.6 درصد منیزیم داشته باشند، سنگ‌های مدرن فقط 1 درصد دارند. تشکیل دولومیت ها در دریاهای آزاد در پایان پالئوزوئیک متوقف شد. در حال حاضر دولومیت ها تنها در برخی از تالاب ها نهشته شده اند.

فن دوستی منیزیم هنوز بسیار کمتر از کلسیم و سدیم است. تا اوایل قرن بیستم فقط از دولومیت و منیزیت استفاده می شد. اخیراً آلیاژهای حاوی منیزیم به طور گسترده مورد استفاده قرار گرفته است. در مناظر تهی شده از منیزیم، به دلیل ورود کودهای حاوی منیزیم و آهک کردن خاک با استفاده از دولومیت، تجمع ناچیز آن مشاهده می شود.

بنابراین، به طور کلی، چرخه های بیوژئوشیمیایی تمام فلزات قلیایی و قلیایی خاکی با باز بودن چرخه های سالانه جهانی مشخص می شود. در نتیجه، تجمع شدید این عناصر در رسوبات اقیانوس جهانی مشاهده می شود: تا 99٪ کلسیم، 98٪ پتاسیم و بیش از 60٪ سدیم بر اساس V.V متمرکز شده است. دوبروولسکی در سنگ های رسوبی.

چرخه بیوژئوشیمیایی سیلیکون

سیلیکون دومین عنصر شیمیایی فراوان (پس از اکسیژن) در پوسته زمین است. کلارک های آن در پوسته زمین 29.5، در خاک - 33، در اقیانوس - 5x10-5 است. با این حال، با وجود فراوانی بسیار زیاد سیلیکون و ترکیبات آن در طبیعت (کوارتز و سیلیکات ها 87 درصد از لیتوسفر را تشکیل می دهند)، چرخه های بیوژئوشیمیایی سیلیکون (به ویژه در خشکی) هنوز به اندازه کافی مورد مطالعه قرار نگرفته است.

جای تعجب نیست که V.I. ورنادسکی معتقد بود که هیچ موجود زنده ای در بیوسفر نمی تواند بدون سیلیکون وجود داشته باشد که برای تشکیل سلول ها و بافت های گیاهان و حیوانات و اسکلت آنها ضروری است. ماده زنده سیلیکون را از آب ها و خاک های طبیعی برای تغذیه و عملکرد فرآیندهای بیوشیمیایی استخراج می کند و سپس با مدفوع و پس از مرگ آن را آزاد می کند. در نتیجه مرگ میلیاردها موجود زنده، توده‌های عظیم سیلیس در کف بدنه‌های آبی رسوب می‌کنند. به این ترتیب چرخه بیوژئوشیمیایی سیلیکون تشکیل می شود. در و. ورنادسکی تاکید کرد که تاریخ سیلیس را نمی توان بدون مطالعه نتایج فعالیت حیاتی موجودات درک کرد.

M.Strakhov امکان استخراج منحصراً بیوژنیک SiO2 از آبهای سطحی را اثبات کرد. با این حال، عرضه سیلیس محلول به اقیانوس از خشکی برای رشد طبیعی فیتوپلانکتون کافی نیست. به همین دلیل است که موجودات با اسکلت سیلیسی در عرض های جغرافیایی معتدل و گرمسیری در اقیانوس رشد ضعیفی دارند. با اشباع فعلی آب با سیلیس، برای رشد طبیعی فیتوپلانکتون دیاتومها، هر اتم سیلیکون باید چندین بار در طول سال (دهها و حتی صدها بار) استفاده شود. از کل جرم سیلیس تولید شده در لایه فتوسنتزی سطحی، بیش از 0.1 قسمت به رسوبات پایین نمی رسد و اغلب فقط 0.05-0.01 قسمت است. بقیه سیلیس دوباره محلول در آب می شود. بعداً توسط نسل های جدید دیاتوم ها، اسفنج های سیلیسی و رادیولارها از آب گرفته می شود. با این وجود، بخش 0.1-0.01 از بقایای اسکلت پلانکتون دیاتومه که به پایین می رسد منجر به تجمع قابل توجهی از سنگ های سیلیسی رسوبی می شود. این شاخه از چرخه سیلیکون نسبتا ایستا و غیر قابل برگشت است و بخشی از سیلیس به این ترتیب از چرخه بیوژئوشیمیایی خارج می شود.

برای ما، یکی دیگر از شاخه‌های پویاتر چرخه، که در واقع چرخه‌ای است، مهم‌تر است. این سیلیکونی است که سالی بارها از موجودات فیتوپلانکتون به محیط می رود و برمی گردد. در این انتقال ها، مهمترین عملکرد چرخه بیوژئوشیمیایی آب سیلیکون آشکار می شود - عملکرد انتقال جرم و انرژی ماده از سطح به مناطق عمیق تر اقیانوس جهانی.

دومین ویژگی چرخه بیوژئوشیمیایی سیلیکون در اقیانوس جهانی پیوند ناگسستنی آن با کربن است.

شاخه قاره ای چرخه سیلیکون پیچیده است. مهاجرت آب سیلیس ارتباط نزدیکی با شرایط چشم انداز و ژئوشیمیایی دارد: ترکیب پوشش گیاهی و سنگ شناسی رسوبات زیرین. تحرک سیلیس با افزایش pH محیط به ویژه در محدوده قلیایی به شدت افزایش می یابد. در pH=10-11 غلظت سیلیس می تواند به 200 میلی گرم در لیتر برسد. حلالیت سیلیس آمورف و افزایش دما را به شدت افزایش می دهد. سولفات ها، بی کربنات ها و کربنات های منیزیم و کلسیم به شدت حلالیت سیلیس را کاهش داده و باعث رسوب آن می شوند. در یک محیط شدیدا اسیدی pH=1-2، حلالیت سیلیس نیز بسیار افزایش می یابد. برخی از گیاهان تغلیظ کننده سیلیکون هستند.

مکانیزم قدرتمندی که این چرخه را پیش می‌برد، پوشش گیاهی زمین است که در آن فرآیندهای مختلف تشکیل کانی‌های آلی حاوی سیلیکون (بیولیت‌ها) اتفاق می‌افتد. در این مورد، بیولیت ها به عنوان مواد معدنی شناخته می شوند که در طول فعالیت حیاتی بدن در داخل بدن تشکیل می شوند. نقش آنها در چرخه سیلیکون بسیار مهم است، اما به خوبی درک نشده است. اساساً سیلیس دیواره های سلولی را می پوشاند. بیشتر بیولیت‌های سیلیس حاوی غلات، خز، دم اسب، سرخس، خزه، درخت خرما، سوزن کاج، صنوبر، برگ و پوست درخت نارون، آسپن و بلوط هستند. به گفته پارفنوف و یاریلف، محتوای سیلیس در خاکستر علف پر می تواند به 80٪ برسد. در تنه های بامبو، گاهی اوقات سازندهای متشکل از عقیق یافت می شود که طول آنها به 4 سانتی متر و وزن آن تا 16 گرم می رسد! پیدایش اسید سیلیسیک خاک در شرایط خاص با تجمع این عنصر توسط موجودات زنده ارتباط مستقیم دارد. بارزترین نمونه تشکیل سولودهایی است که اسید سیلیسیک آنها به دلیل فعالیت دیاتومها انباشته شده است. در طول فعالیت حیاتی جلبک‌های سبز آبی، آهن، منگنز و سیلیس با تشکیل سنگ‌های بیولوژیکی "اسیر" می‌شوند. نسبت فرآیندهای تجمع و حذف سیلیس در شرایط منطقه معتدل به سمت انباشتگی تغییر می کند. پوشش گیاهی زمین، به ویژه جنگل های مخروطی، به عنوان یک مکانیسم قدرتمند عمل می کند که توده های سیلیس را از سنگ ها، خاک ها و آب های طبیعی پمپ می کند و آنها را به شکل سنگ های زیستی به چشم انداز باز می گرداند. در آینده، عقیق بیولیت ها به کلسدونی و حتی به کوارتز ثانویه تبدیل می شود. بخش قابل توجهی از اسید سیلیسیک بیولیت ها به صورت محلول های کلوئیدی و واقعی در مهاجرت فعال در خاک و آب های زیرزمینی قرار می گیرد.

در نتیجه تأثیر آئروسل های سیلیکا بر موجودات زنده (حیوانات و انسان) یک بیماری جدی ایجاد می شود - سیلیکوزیس.

چرخه های بیوژئوشیمیایی آلومینیوم، آهن و منگنز

همانطور که می دانید، آلومینیوم یکی از سه عنصر رایج در پوسته زمین است. کلارک او 8.05 است. آهن دومین فلز فراوان پس از آلومینیوم و چهارمین فلز در میان تمام عناصر پوسته زمین است. کلارک او 4.65 است. محتوای منگنز در پوسته زمین بسیار کمتر از -0.1٪ است. این دو عنصر مکان های مجاور را در D.I. مندلیف و ساختار مشابهی از پوسته های الکترونی دارند. با این حال، منگنز فعال تر مهاجرت می کند، زیرا مقدار pH که در آن هیدروکسید آن رسوب می کند بیشتر از آهن است. آهن و منگنز به طور فعال در چرخه بیولوژیکی نقش دارند، زیرا بخشی از بسیاری از آنزیم ها هستند. آهن در تشکیل کلروفیل نقش دارد و بخشی از هموگلوبین است. منگنز در واکنش های ردوکس - تنفس، فتوسنتز و جذب نیتروژن شرکت می کند. مشارکت آلومینیوم در چرخه بیولوژیکی محدود است. اگرچه این فلز رایج ترین فلز در پوسته زمین است، زیست دوستی آن بسیار کم است، کلارک ماده زنده فقط 5x10-3 است.

چرخه های بیوژئوشیمیایی آهن و منگنز تا حد زیادی به شرایط رطوبت، واکنش محیط، درجه هوادهی خاک و شرایط تجزیه مواد آلی بستگی دارد. مهاجرت آلومینیوم کمتر به شرایط اکسیداسیون و کاهش وابسته است، زیرا ظرفیت ثابتی دارد. در عین حال، ماهیت آمفوتریک این عنصر وابستگی شدید مهاجرت آن به شرایط اسید-باز محیط را تعیین می کند: در یک محیط اسیدی قوی، به عنوان یک کاتیون و در یک محیط قوی قلیایی، به عنوان یک آنیون رفتار می کند. . در آب های خنثی و کمی قلیایی استپ ها و بیابان ها، تقریباً مهاجرت نمی کند، بیشترین تحرک این فلز در آب های به شدت اسیدی مناطق آتشفشانی فعال و مناطق اکسیداسیون رسوبات سولفید است. تحت حفاظت کلوئیدهای آلی، آلومینیوم به طور فعال در آب های باتلاق مهاجرت می کند. با این حال، سرعت مهاجرت آلومینیوم به طور کلی بسیار کمتر از آهن و منگنز است و مواد معدنی آن پایدارتر هستند. تحرک کم آلومینیوم، تجمع باقیمانده (به دلیل حذف عناصر متحرک بیشتر) هیدروکسیدهای آن در پوسته هوازدگی مناطق گرمسیری مرطوب و تشکیل بوکسیت ها را تعیین می کند.

مشخص شده است که ترکیبات آلومینیوم، آهن و منگنز در خاک‌های دارای رژیم شستشو در جهت عمودی مهاجرت می‌کنند و افق‌های ایلوویال غنی شده با سیسکوی‌اکسیدها و منگنز را تشکیل می‌دهند. بسیاری از محققین ثابت کرده‌اند که مهاجرت سسکوئی‌اکسیدها در شرایط رژیم آب‌شویی به شکل سول‌های بسیار پراکنده تثبیت‌شده توسط هوموس اسیدی رخ می‌دهد. در این مورد، ایجاد یک محیط بی هوازی که باعث تشکیل ترکیبات آهن آهنی و منگنز می شود، نقش مهمی ایفا می کند. اسیدهای فولویک تهاجمی که مواد معدنی خاک را از بین می برند و ترکیبات پیچیده به راحتی متحرک را با آلومینیوم، آهن و منگنز تشکیل می دهند از اهمیت تعیین کننده ای برخوردار هستند.

ترکیبات آهن و منگنز به طور فعال با رواناب جانبی خاک مهاجرت می کنند و تجمع گره ها را در باتلاق ها تشکیل می دهند. خاک های چمنزار و گلی، دریاچه های کم عمق و تالاب ها. این نشان دهنده توانایی این ترکیبات برای مهاجرت در فواصل بسیار طولانی است. رسوب آهن در مناظر تجمعی به شکل کربنات های آهن، اکسیدهایی با درجات مختلف هیدراتاسیون و همچنین فسفات ها و هومات ها رخ می دهد. در استپ ها و بیابان ها، در شرایط قلیایی، این عناصر ضعیف مهاجرت می کنند.

مهاجرت آهن و منگنز نیز در ترکیب مواد زنده امکان پذیر است. پس از مرگ موجودات و کانی شدن آنها در خاک، برخی از این عناصر در خاک ثابت می شوند و بخشی دیگر وارد آب های طبیعی می شوند. با بازگشت به خاک، چرخه بیوژئوشیمیایی جدیدی را آغاز می کنند.

در نتیجه فرآیندهای هوازدگی، آهن در مقادیر زیادی به اقیانوس ها منتقل می شود. حذف آهن توسط رودخانه ها به اقیانوس به اشکال مختلف اتفاق می افتد - به شکل تعلیق درشت قطعات مواد معدنی و سنگ های حاوی آهن در شبکه کریستالی (سیلیکات ها، از جمله کانی های رسی)، به شکل کلوئیدهای حاوی آهن در جذب شده حالت، به شکل هیدرات ها، هومات ها و ترکیبات آلی آهن آهن.

کمبود آهن در گیاهان منجر به بیماری موسوم به کلروز می شود. با این حال، تجمع مستقیم آهن در مقادیر قابل توجهی تنها برای چند موجود زنده مشخص است. باکتری های آهن از این نظر منحصر به فرد هستند و آهن آهن را اکسید می کنند و در نتیجه لیمونیت تشکیل می شود. دیاتومها قادر به جذب آهن از کلوئیدهای نامحلول هستند. آهن همچنین توسط زئوپلانکتون های خون قرمز (سخت پوستان کوچک) مصرف می شود. با مرگ این موجودات و حل شدن اجزای آواری، مقدار معینی آهن نیز به صورت هیدرات و اشکال دیگر به محلول وارد می شود. به عنوان یک مورد خاص از غلظت آهن توسط موجودات می توان به وجود مگنتیت و گوتیت در دندان برخی از گاستروپودهای مدرن اشاره کرد.

چرخه بیوژئوشیمیایی آهن و منگنز به طور قابل توجهی توسط فرآیندهای تکنولوژیک مختل می شود، و علیرغم محتوای بسیار بالاتر آهن در پوسته زمین، فن دوستی این عناصر تقریباً برابر است. در نوسفر، آلومینیوم نقش بسیار مهمی ایفا می کند، اما فن دوستی آن تقریبا 100 برابر کمتر از آهن است.

چرخه های بیوژئوشیمیایی فلزات سنگین

فلزات سنگین معمولاً به عناصر شیمیایی گفته می شود که جرم اتمی آنها بیش از 50 واحد است. علیرغم فراوانی نسبتاً کم این عناصر در طبیعت، آنها تأثیر زیادی بر فرآیندهای بیوژئوشیمیایی در بیوسفر دارند. از آنجایی که بسیاری از آنها اثر سمی واضحی بر موجودات زنده دارند.

مطالعات متعدد نشان داده اند که 9 عنصر زیر سمی ترین هستند: Cr، As، Ni، Sb، Pb، Vo، Cd، Hg، Ta. دانشمندان لهستانی فلزات سنگین را بر اساس پتانسیل آلودگی آنها در 4 گروه طبقه بندی کرده اند. گروه عناصر با پتانسیل آلودگی بسیار بالا شامل کادمیوم، جیوه، سرب، مس، تالیوم، قلع، کروم، آنتیموان، نقره و طلا می باشد.

بیسموت و اورانیوم از گروه عناصر با پتانسیل آلودگی بالا هستند. مولیبدن، باریم، منگنز، تیتانیوم، آهن، سلنیوم، تلوریم. گروه عناصر با پتانسیل آلودگی متوسط ​​شامل فلوئور، بریلیم، وانادیم، روبیدیم، نیکل، کبالت، آرسنیک، ژرمانیوم، ایندیم، سزیم، تنگستن است. عناصر با پتانسیل آلودگی کم - استرانسیم، زیرکونیوم، لانتانیم، نیوبیم.

همانطور که مشاهده می کنید 4 فلز از گروه اول (با پتانسیل آلودگی بسیار بالا) سرب، جیوه، کادمیوم و کروم هستند.

تا حدی، هر شهر بزرگ عامل ناهنجاری های بیوژئوشیمیایی، از جمله موارد خطرناک برای انسان است.

انباشته شدن سرب و روی در مناطق پر تردد، در امتداد بزرگراه ها و در مراکز صنعتی به خوبی شناخته شده است. خاکهای مناطق روستایی 10 تا 20 برابر کمتر سرب دارند. از خاک شهرها. سرب قابلیت تجمع در مواد آلی خاک را دارد.

دسترسی به فلزات سنگین برای گیاهان به گونه گیاهی، خاک و شرایط آب و هوایی بستگی دارد. در هر گونه گیاهی، غلظت فلزات سنگین می تواند در قسمت ها و اندام های مختلف متفاوت باشد و به سن گیاهان نیز بستگی دارد.

عوامل خاک که به طور قابل توجهی بر دسترسی فلزات سنگین به گیاهان تأثیر می گذارد عبارتند از: ترکیب گرانولومتری، واکنش محیط خاک، محتوای مواد آلی، ظرفیت تبادل کاتیونی و زهکشی. در خاک های سنگین تر، خطر جذب احتمالی مقادیر اضافی (سمی) فلزات سنگین توسط گیاهان کمتر است. با افزایش pH محلول خاک، احتمال تشکیل هیدروکسیدها و کربنات های نامحلول افزایش می یابد. اعتقاد بر این بود که برای به حداقل رساندن در دسترس بودن فلز سمی در خاک، حفظ pH حداقل 6.5 ضروری است. فلزات می توانند ترکیبات پیچیده ای را با مواد آلی خاک تشکیل دهند و بنابراین، در خاک هایی با محتوای هوموس بالا، کمتر برای جذب توسط گیاهان در دسترس هستند. ظرفیت تبادل کاتیون ها عمدتاً به محتوای و ترکیب کانی شناسی بخش رسی خاک و محتوای مواد آلی موجود در آنها بستگی دارد. هر چه ظرفیت تبادل کاتیون ها بیشتر باشد، ظرفیت نگهداری خاک در رابطه با فلزات سنگین بیشتر است.

آب اضافی در خاک به ظهور فلزات با ظرفیت کم به شکل محلول تر کمک می کند.

آلاینده های اولویت دار زیست کره عبارتند از جیوه، سرب، کادمیوم، روی و مس. افزایش غلظت آنها در آب، خاک، هوا و موجودات زنده نشان دهنده مستقیم خطر برای حیوانات و انسان است.