Biogeochemiczny cykl azotu w przyrodzie. Biogeochemiczny obieg azotu i konsekwencje wpływu na niego działalności antropogenicznej

Każdy pierwiastek chemiczny, tworząc cykl w ekosystemie, podąża swoją specjalną ścieżką, jednak wszystkie cykle napędzane są energią, a pierwiastki w nich uczestniczące naprzemiennie przechodzą z formy organicznej do nieorganicznej i z powrotem. Rozważmy cykle niektórych pierwiastków chemicznych, biorąc pod uwagę specyfikę ich otrzymania z funduszu giełdowego do funduszu rezerwowego i ich powrotu do funduszu giełdowego.

Cykl azotowy. Jest to oczywiście jeden z najbardziej skomplikowanych i zarazem najbardziej wrażliwych wirów (ryc. 11.5).

Pomimo dużej liczby zaangażowanych organizmów cykl zapewnia szybką cyrkulację azotu w różnych ekosystemach. Z reguły pod względem ilościowym azot podąża za węglem, wraz z którym bierze udział w tworzeniu związków białkowych. Azot wchodzący w skład białek i innych związków zawierających azot ulega przemianie z formy organicznej do nieorganicznej w wyniku działania szeregu bakterii chemotroficznych. Każdy rodzaj bakterii wykonuje swoją część pracy, utleniając amon do azotynów, a następnie do azotanów. Jednakże azotany dostępne roślinom „uciekają” z nich w wyniku działania bakterii denitryfikacyjnych, które redukują azotany do azotu cząsteczkowego.

Cykl azotowy charakteryzuje się rozległym funduszem rezerwowym w atmosferze. Powietrze objętościowo składa się w prawie 80% z cząsteczek

Ryż. 11,5.

azot (N2) i stanowi największy zbiornik tego pierwiastka. Jednocześnie niewystarczająca zawartość azotu w glebie często ogranicza produktywność poszczególnych gatunków roślin i całego ekosystemu jako całości. Wszystkie żywe organizmy wymagają azotu, który jest wykorzystywany w różnych postaciach do tworzenia białek i kwasów nukleinowych. Ale tylko kilka mikroorganizmów może wykorzystywać azot z atmosfery. Na szczęście mikroorganizmy wiążące azot przekształcają azot cząsteczkowy w jony amonowe dostępne dla roślin. Ponadto azotany powstają w atmosferze w sposób ciągły w sposób nieorganiczny, ale zjawisko to odgrywa jedynie rolę wspomagającą w porównaniu z działalnością organizmów nitryfikacyjnych.

Cykl fosforu. Fosfor jest jednym z najważniejszych pierwiastków biogennych. Jest częścią kwasów nukleinowych, błon komórkowych, enzymów, tkanki kostnej, zębiny itp. W porównaniu do azotu występuje w stosunkowo niewielkiej liczbie form chemicznych.

Fosfor trafia do funduszu giełdowego dwojako (ryc. 11.6). Po pierwsze, na skutek pierwotnego wydalania przez konsumentów, po drugie, w procesie niszczenia martwej materii organicznej przez bakterie redukujące fosforany, które przekształcają fosfor z formy organicznej w fosforany rozpuszczalne: PO^ -, HPO^ - i HjPO^.” W ten sposób substancje rozkładające przekształcają fosfor z formy organicznej w nieorganiczną bez jego utleniania.

Ryż. 11.6. Cykl biogeochemiczny fosforu: I - fundusz wymiany; II - fundusz rezerwowy

Osobliwością cyklu biogeochemicznego fosforu jest to, że w przeciwieństwie do azotu i węgla jego funduszem rezerwowym nie jest atmosfera, ale skały i osady powstałe w poprzednich epokach geologicznych. Pod tym względem obieg fosforu łatwo ulega zakłóceniu, ponieważ większość substancji koncentruje się w nieaktywnym i nieaktywnym funduszu rezerwowym zakopanym w skorupie ziemskiej. Niedoskonałość cyklu biogeochemicznego fosforu polega na tym, że dostępność tego pierwiastka jest ograniczona ze względu na wyciek do głębokich osadów.

Cykl siarkowy. Siarka charakteryzuje się dużymi zasobami rezerwowymi w skorupie ziemskiej oraz mniejszymi w atmosferze i hydrosferze (ryc. 11.7). Dzięki takiej spójności funduszy giełdowych i rezerwowych siarka nie jest czynnikiem ograniczającym. Głównym źródłem siarki dostępnej dla organizmów są wszelkiego rodzaju siarczany. Dobra rozpuszczalność wielu siarczanów w wodzie ułatwia dostęp siarki nieorganicznej do ekosystemów. Pochłaniając siarczany, rośliny regenerują je i wytwarzają aminokwasy zawierające siarkę (metionina, cysteina, cystyna). Wiadomo, że aminokwasy te odgrywają ważną rolę w tworzeniu trzeciorzędowej struktury białek, tworząc mostki dwusiarczkowe pomiędzy różnymi częściami łańcucha polipeptydowego.

Ryż. 11.7.

I - fundusz wymiany; II, III - środki rezerwowe

Podobnie jak azotany i fosforany, siarczany, główna forma siarki dostępna dla roślin, są redukowane przez autotrofy i włączane do białek. Organiczne szczątki zwierząt i roślin ulegają mineralizacji, a zawarta w nich zredukowana siarka podczas rozkładu tlenowego jest utleniana enzymatycznie przez różne grupy mikroorganizmów chemotroficznych. Podobne procesy zachodzą w zbiornikach wodnych.

Z sulfoprotein zawartych w glebie bakterie heterotroficzne wytwarzają siarkowodór. Z drugiej strony istnieją różne grupy bakterii chemotroficznych, które są zdolne do ponownego utlenienia siarkowodoru do siarczanów, co ponownie zwiększa podaż siarki dostępnej dla producentów. Takie bakterie nie potrzebują światła. Na przykład bakterie chemotroficzne Thiobacillus syntetyzować substancje organiczne dzięki energii uzyskanej podczas utleniania siarkowodoru do siarczanów w środowisku, w którym panuje wieczna ciemność.

Ostatnia faza cyklu siarki jest całkowicie osadowa. Polega na wytrąceniu tego pierwiastka w warunkach beztlenowych w obecności żelaza. Różne etapy tego procesu, zwłaszcza odwracalne, pozwalają dodatkowo na wykorzystanie zasobów osadów. Proces kończy się zatem powolną i stopniową akumulacją siarki w głęboko położonych skałach osadowych.

Obieg węgla. Węgiel jest głównym materiałem budulcowym cząsteczek związków organicznych ważnych dla życia (węglowodany, tłuszcze, białka, kwasy nukleinowe itp.). Biopierwiastek ten bierze udział w cyklu z niewielkim, ale mobilnym funduszem rezerwowym w atmosferze (ryc. 11.8), skąd rośliny otrzymują go w postaci dwutlenku węgla. To właśnie dwutlenek węgla, atmosferyczny i rozpuszczony w wodzie, jest jedynym źródłem węgla nieorganicznego, z którego w procesie fotosyntezy powstają wszystkie związki organiczne tworzące żywą komórkę. Przepływ węgla w łańcuchach pokarmowych ekosystemu jest ściśle powiązany z transferem energii – nie bez powodu końcowymi produktami życia są dwutlenek węgla i woda.

W glebie obieg węgla bardzo często ulega spowolnieniu. Substancje organiczne nie ulegają całkowitej mineralizacji, lecz przekształcają się w złożony kompleks pochodnych kwasów organicznych, tworząc ciemno zabarwioną masę, tzw. humus. W żadnych warunkach kompleks organiczny nie może zostać całkowicie zmineralizowany tlenowo i dlatego gromadzi się w różnych skałach osadowych. Następuje wówczas stagnacja lub zablokowanie obiegu węgla – przykładem jest akumulacja węgla, ropy i innych minerałów węglowodorowych.

Ryż. 11.8.

I - fundusz wymiany; II - fundusz rezerwowy

Producenci nie mogą asymilować stałych form węgla, dlatego jedynym źródłem dla roślin jest powietrze atmosferyczne. Obecnie zasoby węgla w atmosferze w postaci CO 2 są stosunkowo niewielkie. Dzięki systemowi buforowemu obiegu węglanów morskich obieg węgla staje się stabilny, ale nadal jest podatny na zagrożenia ze względu na niewielką wielkość funduszu rezerwowego.

W cyklach biorą udział nie tylko składniki odżywcze, ale także wiele zanieczyszczeń. Część z nich krążą w środowisku i mają tendencję do kumulowania się w organizmach. W takich przypadkach stężenie wszelkich substancji zanieczyszczających występujących w organizmach wzrasta w miarę przemieszczania się w górę łańcucha pokarmowego, ponieważ organizmy szybciej wchłaniają zanieczyszczenia niż je wydalają. Rtęć na przykład może znajdować się w wodzie i mule dennym w stosunkowo nieszkodliwych stężeniach, natomiast jej zawartość w organizmie zwierząt wodnych posiadających muszlę lub muszlę może osiągnąć dla nich poziom śmiertelny. Działanie pestycydów, takich jak DDT, opiera się na podobnej zasadzie: ich zawartość w wodzie może być na tyle znikoma, że ​​praktycznie niemożliwe jest ich wykrycie, jednak im wyższy poziom troficzny, na którym dany organizm się znajduje, tym większa stężenie pestycydu w jego tkankach. Zjawisko to znane jest jako amplifikacja biologiczna lub akumulacja biologiczna.

Aby życie mogło nadal istnieć, pierwiastki chemiczne muszą stale krążyć ze środowiska zewnętrznego do organizmów żywych i z powrotem, przechodząc z cytoplazmy niektórych organizmów do postaci asymilowanej przez inne organizmy. Najważniejszą właściwością przepływów w ekosystemach jest ich cykliczność. Substancje w ekosystemach przechodzą niemal pełny cykl, wchodząc najpierw do organizmów, następnie do środowiska abiotycznego i ponownie do organizmów wracając.

Krytycznymi momentami cykli biogeochemicznych są wychwytywanie (poziom producentów) i zwrot (poziom rozkładników) substancji ze środowiska fizycznego. Punkty te są związane z reakcjami redukcji i utleniania. Redukcja substancji chemicznych docelowo odbywa się przy wykorzystaniu energii promieniowania słonecznego. Na każdym etapie przekazywania energii następuje jej rozproszenie, kończące się na poziomie rozkładników, które utleniają pierwiastki do stanu, w którym mogą być już wychwycone przez producentów. Ogólnie rzecz biorąc, na poziomie funduszu wymiany cykl biogeochemiczny można przedstawić za pomocą systemu etapów, w ramach każdego z których zachodzi jego własna część procesu utleniania (ryc. 11.9).

Ryż. 11.9.

W drodze od konsumentów do producentów działają rozkładacze, reprezentowane przez różne grupy bakterii chemotroficznych, które utleniają związki pierwiastków biogennych do form dostępnych producentom. W cyklu azotowo-siarkowym na tym etapie włączane są bakterie heterotroficzne, redukując związki i tym samym czyniąc je niedostępnymi dla roślin. W cyklu siarkowym aktywność bakterii heterotroficznych jest równoważona przez aktywność kilku grup chemotrofów tlenowych i beztlenowych. W cyklu azotowym bariera energetyczna zostaje zniwelowana dzięki działaniu mikroorganizmów wiążących azot.

• Bakterie denitryfikacyjne wykorzystują azotany jako źródło tlenu.

Obieg wody w przyrodzie (cykl hydrologiczny) to proces cyklicznego ruchu wody w biosferze Ziemi. Składa się z parowania, kondensacji i opadów.

Morza tracą więcej wody w wyniku parowania, niż otrzymują w wyniku opadów, na lądzie sytuacja jest odwrotna. Woda krąży po kuli ziemskiej w sposób ciągły, a jej całkowita ilość pozostaje niezmieniona.

Trzy czwarte powierzchni globu pokryte jest wodą. Warstwa wodna Ziemi nazywana jest hydrosferą. Większość z nich to słona woda z mórz i oceanów, a mniejsza część to słodka woda z jezior, rzek, lodowców, wód gruntowych i pary wodnej.

Na Ziemi woda występuje w trzech stanach skupienia: ciekłym, stałym i gazowym. Bez wody organizmy żywe nie mogą istnieć. W każdym organizmie woda jest środowiskiem, w którym zachodzą reakcje chemiczne, bez których organizmy żywe nie mogą żyć. Woda jest najcenniejszą i niezbędną substancją do życia organizmów żywych.

Ciągła wymiana wilgoci pomiędzy hydrosferą, atmosferą i powierzchnią ziemi, składająca się z procesów parowania, ruchu pary wodnej w atmosferze, jej kondensacji w atmosferze, opadów atmosferycznych i spływu, nazywa się w przyrodzie obiegiem wody.

Opady atmosferyczne częściowo parują, częściowo tworzą tymczasowe i stałe dreny i zbiorniki, a częściowo przedostają się do gruntu i tworzą wody gruntowe.

W przyrodzie istnieje kilka rodzajów obiegów wody:

Wielki, czyli Globalny Cykl – para wodna powstająca nad powierzchnią oceanów jest przenoszona przez wiatry na kontynenty, opada tam w postaci opadów i wraca do oceanu w postaci spływu. W procesie tym zmienia się jakość wody: poprzez parowanie słona woda morska zamienia się w wodę słodką, a zanieczyszczona woda zostaje oczyszczona.

Mały cykl lub cykl oceaniczny - para wodna powstająca nad powierzchnią oceanu skrapla się i opada w postaci opadów z powrotem do oceanu.

Cykl wewnątrzkontynentalny - woda, która odparowała nad powierzchnią lądu, ponownie opada na ląd w postaci opadów.

W końcu osady w procesie ruchu ponownie docierają do Oceanu Światowego.

Cykl tlenowy

Tlen atmosferyczny jest pochodzenia biogennego, a jego cyrkulacja w biosferze odbywa się poprzez uzupełnianie zapasów w atmosferze w wyniku fotosyntezy roślin i wchłaniania podczas oddychania organizmów i spalania paliw w gospodarce człowieka. Ponadto pewna ilość tlenu powstaje w górnych warstwach atmosfery podczas dysocjacji wody i niszczenia ozonu pod wpływem promieniowania ultrafioletowego; Część tlenu jest zużywana na procesy oksydacyjne w skorupie ziemskiej, podczas erupcji wulkanów itp.

Cykl ten jest bardzo złożony, ponieważ tlen wchodzi w różne reakcje, jest częścią bardzo dużej liczby związków organicznych i nieorganicznych i przebiega powoli. Całkowite odnowienie całego tlenu w atmosferze zajmuje około 2 tysięcy lat (dla porównania: co roku odnawia się około 1/3 dwutlenku węgla w atmosferze).

Obecnie zachowany jest równowagowy cykl tlenowy, chociaż w dużych, gęsto zaludnionych miastach, z dużą liczbą przedsiębiorstw transportowych i przemysłowych, występują lokalne zaburzenia.

Obieg węgla.

Jest to jeden z najważniejszych cykli biosfery, ponieważ węgiel stanowi podstawę materii organicznej. Szczególnie ważną rolę w cyklu odgrywa dwutlenek węgla. Zasoby „żywego” węgla w składzie organizmów lądowych i oceanicznych wynoszą według różnych źródeł 550–750 Gt (1 Gt = 1 miliard ton), z czego 99,5% koncentruje się na lądzie, reszta w oceanie. Ponadto ocean zawiera do 700 Gt węgla w rozpuszczonej materii organicznej.

Rezerwy węgla nieorganicznego są znacznie większe. Nad każdym metrem kwadratowym lądu i oceanu znajduje się 1 kg węgla atmosferycznego, a pod każdym metrem kwadratowym oceanu na głębokości 4 km znajduje się 100 kg węgla w postaci węglanów i wodorowęglanów. Jeszcze więcej zasobów węgla znajduje się w skałach osadowych - wapienie zawierają węglany, łupki zawierają kerogeny itp.

Około 1/3 „żywego” węgla (ok. 200 Gt) krąży, czyli jest corocznie absorbowany przez organizmy w procesie fotosyntezy i powraca z powrotem do atmosfery, a udział oceanów i lądu w tym procesie jest w przybliżeniu podobny. Pomimo tego, że biomasa oceanu jest znacznie mniejsza niż biomasa lądu, jej produkcję biologiczną tworzą wiele pokoleń krótkotrwałych glonów (stosunek biomasy do produkcji biologicznej w oceanie jest w przybliżeniu taki sam jak w wodzie słodkowodnej ekosystem.

Nawet 50% (według niektórych danych nawet 90%) węgla w postaci dwutlenku jest zwracane do atmosfery przez mikroorganizmy rozkładające glebę. Bakterie i grzyby w równym stopniu uczestniczą w tym procesie. Powrót dwutlenku węgla podczas oddychania wszystkich innych organizmów jest zatem mniejszy niż podczas aktywności rozkładających się.

Niektóre bakterie oprócz dwutlenku węgla wytwarzają metan. Uwalnianie metanu z gleby zwiększa się wraz z podlewaniem, gdy powstają warunki beztlenowe sprzyjające aktywności bakterii metanotwórczych. Z tego powodu emisja metanu z gleb leśnych gwałtownie wzrasta w przypadku wycinania drzewostanu i na skutek zmniejszenia transpiracji dochodzi do jego podtapiania. Pola ryżowe i zwierzęta gospodarskie emitują dużo metanu.

Obecnie dochodzi do naruszenia obiegu węgla w wyniku spalania znacznej ilości kopalnych węglowych nośników energii, a także osuszania gleb ornych i osuszania bagien. Ogółem zawartość dwutlenku węgla w atmosferze wzrasta o 0,6% rocznie. Zawartość metanu wzrasta jeszcze szybciej – o 1-2%. Gazy te są główną przyczyną nasilenia efektu cieplarnianego, który w 50% jest zależny od dwutlenku węgla, a w 33% od metanu.

Cykl azotowy jest cyklem biogeochemicznym azotu. Większość z nich wynika z działania istot żywych. Bardzo ważną rolę w cyklu odgrywają mikroorganizmy glebowe, które zapewniają metabolizm azotu w glebie - cykl azotu w glebie, który występuje tam w postaci prostej substancji (gaz - N2) i jonów: azotynów (NO2) -), azotany (NO3-) i amon (NH4+). Stężenia tych jonów odzwierciedlają stan zbiorowisk glebowych, gdyż na wskaźniki te wpływa stan fauny i flory (rośliny, mikroflory), stan atmosfery oraz wymywanie różnych substancji z gleby. Są w stanie zmniejszyć stężenie substancji zawierających azot, szkodliwych dla innych organizmów żywych. Potrafią przekształcić toksyczny dla organizmów żywych amoniak w mniej toksyczne azotany i biologicznie obojętny azot atmosferyczny. Dzięki temu mikroflora glebowa pomaga w utrzymaniu stabilności jej parametrów chemicznych.

Cykl fosforu.

W cyklu fosforu, w przeciwieństwie do cykli węgla i azotu, nie ma fazy gazowej. Fosfor występuje naturalnie w dużych ilościach w minerałach skalnych i przedostaje się do ekosystemów lądowych podczas ich niszczenia. Wymywanie fosforu przez opady atmosferyczne prowadzi do jego przedostania się do hydrosfery, a tym samym do ekosystemów wodnych. Rośliny pobierają fosfor w postaci rozpuszczalnych fosforanów z roztworu wodnego lub glebowego i włączają go do związków organicznych – kwasów nukleinowych, systemów przenoszenia energii (ADP, ATP) oraz do błon komórkowych. Inne organizmy pozyskują fosfor poprzez łańcuchy pokarmowe. W organizmach zwierzęcych fosfor wchodzi w skład tkanki kostnej i zębiny.

W procesie oddychania komórkowego związki organiczne zawierające fosfor ulegają utlenieniu, natomiast fosforany organiczne dostają się do środowiska wraz z wydalinami. Organizmy rozkładające mineralizują substancje organiczne zawierające fosfor do nieorganicznych fosforanów, które mogą zostać ponownie wykorzystane przez rośliny i w ten sposób ponownie wprowadzone do obiegu.

Ponieważ w obiegu fosforu nie ma fazy gazowej, fosfor, podobnie jak inne składniki odżywcze gleby, krąży w ekosystemie tylko wtedy, gdy produkty odpadowe odkładają się w miejscach, w których ten pierwiastek jest wchłaniany. Zakłócenie obiegu fosforu może wystąpić np. w agroekosystemach, gdy plony wraz ze składnikami pokarmowymi wydobytymi z gleby są transportowane na znaczne odległości i nie wracają do gleby w miejscu spożycia.

Cykl siarkowy

Cykl siarki jest również ściśle powiązany z materią żywą. Siarka w postaci SO2, SO3, H2S i siarki elementarnej jest uwalniana do atmosfery przez wulkany. Natomiast w przyrodzie w dużych ilościach znane są różne siarczki metali: żelazo, ołów, cynk itp. Siarka siarczkowa utlenia się w biosferze przy udziale licznych mikroorganizmów do siarki siarczanowej SO42 w glebach i zbiornikach wodnych. Siarczany są wchłaniane przez rośliny. W organizmach siarka jest częścią aminokwasów i białek, a w roślinach dodatkowo jest częścią olejków eterycznych itp. Procesom niszczenia pozostałości organizmów w glebach i mułach morskich towarzyszą bardzo złożone przemiany siarki. Kiedy białka ulegają zniszczeniu przy udziale mikroorganizmów, powstaje siarkowodór. Siarkowodór jest następnie utleniany do siarki elementarnej lub do siarczanów. W procesie tym bierze udział wiele mikroorganizmów, które tworzą liczne półprodukty siarki. Znane są złoża siarki pochodzenia biogennego. Siarkowodór może ponownie tworzyć „wtórne” siarczki, a siarka siarczanowa tworzy gips. Z kolei siarczki i gips ulegają ponownemu zniszczeniu, a siarka wznawia swoją migrację.

Cykle biogeochemiczne węgla, azotu i tlenu(ryc. 6.9) są najdoskonalsze. Dzięki dużym zapasom atmosferycznym mają zdolność do szybkiej samoregulacji. W obieg węgla , a raczej ¾ jego najbardziej mobilnej formy ¾ CO 2, łańcuch troficzny jest wyraźnie widoczny: producenci¾ wychwytywanie węgla z atmosfery podczas fotosyntezy, konsumenci¾ pochłanianie dwutlenku węgla wspólnie z organami producentów i konsumentów niższego rzędu, rozkładacze¾ zwrot węgla z powrotem do obiegu. Tempo obrotu CO 2 wynosi około 300 lat (jego całkowita wymiana w atmosferze i innych elementach cyklu (ryc. 6.10).

Ryż. 6.9. Schemat cyklu biogeochemicznego substancji na lądzie (wg R. Kashanova, 1984)

Ryż. 6.10. Wskaźniki cyrkulacji substancji (Cloud i Gibor, 1972)

W Oceanie Światowym łańcuch troficzny: producenci (fitoplankton) ¾ konsumenci (zooplankton, ryby) ¾ rozkładający się (mikroorganizmy) ¾ komplikuje fakt, że część węgla martwego organizmu opadającego na dno „odchodzi” w skały osadowe i nie uczestniczy już w biologicznym i geologicznym cyklu materii.

Głównym rezerwuarem węgla związanego biologicznie są lasy, w których znajduje się aż 500 miliardów ton tego pierwiastka, co stanowi 2/3 jego zasobów w atmosferze. Ingerencja człowieka w obieg węgla prowadzi do wzrostu zawartości CO 2 w atmosferze.

Prędkość cykl tlenowy ¾ 2000 lat (ryc. 6.10) w tym czasie cały tlen w atmosferze przechodzi przez materię żywą. Głównym dostawcą tlenu na Ziemi są rośliny zielone. Rocznie wytwarzają 53 × 10 9 ton tlenu na lądzie i ¾ 414 × 10 9 ton w oceanach.

Głównym konsumentem tlenu są zwierzęta, organizmy glebowe i rośliny, które wykorzystują go w procesie oddychania. Proces obiegu tlenu w biosferze jest bardzo złożony, ponieważ zawarty jest w wielu związkach chemicznych.

Szacuje się, że 23% tlenu uwalnianego podczas fotosyntezy jest zużywane rocznie na potrzeby przemysłu i gospodarstw domowych.

Zakłada się, że w najbliższej przyszłości cały wytwarzany tlen zostanie spalony w piecach, dlatego konieczne jest znaczne zwiększenie fotosyntezy i inne radykalne działania.

Biogeochemiczny cykl azotowy nie mniej złożony niż węgiel i tlen i obejmuje wszystkie obszary biosfery. Jego wchłanianie przez rośliny jest ograniczone, gdyż absorbują one azot jedynie w postaci łączenia go z wodorem i tlenem. I to pomimo faktu, że zasoby azotu w atmosferze są niewyczerpane (78% jego objętości). Reduktory (destruktory), w szczególności bakterie glebowe, stopniowo rozkładają substancje białkowe martwych organizmów i przekształcają je w związki amonowe, azotany i azotyny. Część azotanów przedostaje się podczas cyklu do wód gruntowych i zanieczyszcza je.

Niebezpieczeństwo polega również na tym, że azot w postaci azotanów i azotynów jest wchłaniany przez rośliny i może być przenoszony przez łańcuchy pokarmowe (troficzne).

Azot powraca ponownie do atmosfery wraz z gazami uwalnianymi podczas rozkładu. Rola bakterii w obiegu azotu jest taka, że ​​jeśli tylko 12 ich gatunków biorących udział w obiegu azotu zostanie zniszczonych, życie na Ziemi ustanie. Tak uważają amerykańscy naukowcy.

Oprócz tlenu, węgla i azotu cykl biogeochemiczny w biosferze jest realizowany przez wiele innych pierwiastków wchodzących w skład substancji organicznych - siarkę, fosfor, żelazo itp.

Cykle biogeochemiczne fosforu i siarki, najważniejsze elementy biogeniczne są znacznie mniej doskonałe, ponieważ większość z nich znajduje się w funduszu rezerwowym skorupy ziemskiej, w funduszu „niedostępnym”.

Cykl siarki i fosforu ¾ typowy osadowy cykl biogeochemiczny. Cykle takie łatwo ulegają zakłóceniu pod wpływem różnego rodzaju wpływów i część wymienianego materiału opuszcza cykl. Powrót do obiegu może nastąpić jedynie w wyniku procesów geologicznych lub poprzez wydobycie składników biofilnych przez materię żywą.

Fosfor występuje w skałach powstałych w poprzednich epokach geologicznych. Może wejść w cykl biogeochemiczny (ryc. 6.11), jeśli skały te wyniosą się z głębin skorupy ziemskiej na powierzchnię lądu, do strefy wietrzenia. W wyniku procesów erozyjnych przedostaje się do morza w postaci dobrze znanego minerału – apatytu.

Ryż. 6.11. Obieg fosforu w biosferze (wg P. Duvigneau, M. Tang, 1973; z modyfikacjami)

Ogólny cykl fosforu można podzielić na dwie części: wodną i lądową. W ekosystemach wodnych jest asymilowany przez fitoplankton i przenoszony wzdłuż łańcucha troficznego aż do konsumentów trzeciego rzędu (¾ ptaków morskich). Ich odchody (guano) wracają do morza i wchodzą do obiegu lub gromadzą się na brzegu i są zmywane do morza.

Z umierających zwierząt morskich, zwłaszcza ryb, fosfor powraca do morza i do obiegu, ale szkielety niektórych ryb docierają na duże głębokości, a zawarty w nich fosfor ponownie trafia do skał osadowych.

W ekosystemach lądowych fosfor jest pobierany przez rośliny z gleby, a następnie rozprowadzany poprzez sieć troficzną. Powraca do gleby po śmierci zwierząt i roślin wraz z ich odchodami. Fosfor jest tracony z gleby w wyniku erozji wodnej. Zwiększona zawartość fosforu w drogach wodnych jego transportu powoduje szybki wzrost biomasy roślin wodnych, „zakwitanie” zbiorników wodnych i ich eutrofizację. Większość fosforu przedostaje się do morza i tam jest bezpowrotnie tracona.

Ta ostatnia okoliczność może prowadzić do wyczerpania zasobów rud zawierających fosfor (fosforyty, apatyty itp.). Dlatego musimy dążyć do uniknięcia tych strat i nie czekać na czas, kiedy Ziemia zwróci „utracone osady” na ląd.

Siarka ma również główny fundusz rezerwowy w osadach i glebie, ale w przeciwieństwie do fosforu ma również fundusz rezerwowy w atmosferze (ryc. 6.12). W funduszu wymiany główną rolę odgrywają mikroorganizmy. Niektóre z nich to ¾ środki redukujące, inne ¾ utleniacze.

Ryż. 6.12. Cykl siarkowy (wg Yu. Oduma, 1975):

„Pierścień” pośrodku diagramu ilustruje procesy utleniania (O) i redukcji (R),
dzięki czemu następuje wymiana siarki pomiędzy pulą dostępnego siarczanu (SO 4)
oraz bogactwo siarczków żelaza znajdujących się głęboko w glebie i osadach

W skałach siarka występuje w postaci siarczków (FeS 2 itp.), W roztworach ¾ w postaci jonu (SO 4) 2, w fazie gazowej w postaci siarkowodoru (H 2 S) lub dwutlenek siarki (SO2). W niektórych organizmach siarka gromadzi się w czystej postaci (S 2), a gdy obumierają, na dnie mórz tworzą się osady rodzimej siarki.

W środowisku morskim jon siarczanowy zajmuje drugie miejsce po chlorze i jest główną dostępną formą siarki, która jest redukowane przez autotrofy i wchodzi w skład aminokwasów.

Cykl siarkowy, mimo że jest wymagany przez organizmy w małych ilościach, to klucz w ogólnym procesie produkcji i rozkładu (Yu. Odum, 1986). Na przykład podczas tworzenia siarczków żelaza fosfor przekształca się w formę rozpuszczalną dostępną dla organizmów.

W ekosystemach lądowych siarka powraca do gleby po obumieraniu roślin, jest wychwytywana przez mikroorganizmy, które redukują ją do H 2 S. Inne organizmy i sam narażenie na tlen prowadzą do utleniania tych produktów. Powstałe siarczany są rozpuszczane i wchłaniane przez rośliny z roztworów porów gleby ¾, więc cykl trwa.

Jednakże cykl siarki i azotu może zostać zakłócony przez interwencję człowieka (patrz ryc. 6.12). Dzieje się tak przede wszystkim na skutek spalania paliw kopalnych, a w szczególności węgla. Dwutlenek siarki (SO 2 ) zakłóca procesy fotosyntezy i prowadzi do śmierci roślinności.

Cykle biogeochemiczne są łatwo przerywane przez człowieka. Tym samym pobierając nawozy mineralne zanieczyszcza wodę i powietrze. Fosfor przedostaje się do wody, powodując eutrofizację, wysoce toksyczne związki azotu itp. Innymi słowy, cykl nie staje się cykliczny, ale acykliczny. Ochrona zasobów naturalnych powinna mieć na celu przekształcenie procesów acyklicznych w cykliczne.

Zatem ogólna homeostaza biosfery zależy od stabilności cyklu biogeochemicznego substancji w przyrodzie. Jednak będąc ekosystemem planetarnym, składa się z ekosystemów wszystkich poziomów, a jego integralność i stabilność naturalnych ekosystemów ma ogromne znaczenie dla jego homeostazy.

Pytania kontrolne

1. Jakie miejsce wśród skorup Ziemi zajmuje biosfera i jaka jest jej zasadnicza różnica w stosunku do innych skorup?

2. Z czego składają się abiotyczna i biotyczna część biosfery jako globalnego ekosystemu?

3. Co V.I. Vernadsky rozumiał przez żywą materię planety?

4. Jakie zasady biochemiczne leżą u podstaw migracji biogennej?

5. Jak w przyrodzie przebiega duży obieg substancji, w tym duży obieg wody?

6. Jakie są najważniejsze funkcje materii żywej zapewniane przez mały cykl substancji w przyrodzie?

7. Jaka jest rola funduszy rezerwowych i wymiennych w cyklu biogeochemicznym substancji?

8. Jakie są cechy cykli biogeochemicznych głównych składników odżywczych?

Historia rozwoju biogeochemicznych cykli azotu na planecie jest złożona i sprzeczna. Azot wszedł do składu planety ziemskiej w wyniku kondensacji międzygwiazdowej kosmicznej materii protoplanetarnej, która obejmowała azot i jego różne związki (NO, NH3, HC3N itp.).

Radioaktywnemu ogrzewaniu planety i powstaniu stopionego płaszcza towarzyszyło uwalnianie gazowych związków azotu i jego akumulacja w atmosferze pierwotnej, w której do dziś dominuje N 2 (n · 10 15 t). Chłodząca lawa i fumarole gazowe wulkanów w dalszym ciągu dostarczają do biosfery azot, jego tlenki, chlorek amonu i węglan amonu.

Wyładowania elektrochemiczne, reakcje fotochemiczne, ultrawysokie temperatury i ciśnienie przyczyniły się do pojawienia się na planecie niekomórkowych form molekularnych organicznych związków azotu.

Pojawienie się wolno żyjących bakterii wiążących azot i bakterii heterotroficznych oznaczało prawdopodobnie początek biogennego wzbogacenia biosfery pierwotnej w związki azotu, powstawanie aminokwasów, białek i mineralnych związków azotu (sole amonowe, azotanowe). Możliwe, że biogenne wiązanie azotu poprzedzało pojawienie się fotosyntezy, zachodziło w beztlenowym środowisku beztlenowym w odległej przeszłości i było przeprowadzane przez mikroorganizmy typu Clostridium. Bakterie tego rodzaju są nadal najważniejszymi czynnikami wiązania azotu w warunkach beztlenowych.

Biologiczne wiązanie azotu przez mikroorganizmy jest w przyrodzie znacznie bardziej powszechne, niż sądzono 20-30 lat temu. Oprócz bakterii z grupy Rhizobium, które wiążą azot w formacjach brodawkowych na korzeniach roślin strączkowych, szeroko rozwinięte jest niesymbiotyczne (asocjacyjne) wiązanie azotu przez liczne heterotroficzne bakterie i grzyby (Umarov, 1983). Ten rodzaj wiązania azotu przeprowadzany jest przez setki gatunków różnych mikroorganizmów żyjących w ryzosferze roślin, w glebie oraz na powierzchni łodyg i liści (filosfera).

Średnio asocjacyjne (niesymbiotyczne) wiązanie azotu w ekosystemach wynosi 40–50 kg/ha rocznie; jednak w literaturze światowej istnieją przesłanki, że niesymbiotyczne wiązanie azotu w tropikach osiąga 200-600 kg/ha rocznie (Umarov, 1983). Jednocześnie większość (> 90%) masy azotu jest wiązana w ryzosferze za pomocą energii wydzielin korzeniowych i obumierania małych korzeni. Dlatego w obecności pokrywy roślinnej gleby zawsze wiążą kilkukrotnie więcej azotu niż gleby czystego ugoru.

Jak wykazały badania Umarowa (1983), asocjacyjne wiązanie azotu jest charakterystyczne dla większości gatunków roślin zielnych i wielu roślin drzewiastych, w tym ich form uprawnych. Gleby łąkowe, czarnoziemskie i kasztanowe (90-330 kg/ha), a także gleby lasów górskich Kaukazu (do 180 kg/ha) mają wysoki potencjał wiązania azotu w ryzosferze. Tylko w sezonie wegetacyjnym na polach ten rodzaj wiązania może dostarczyć do gleby 30-40 kg/ha dodatkowego azotu. Nie jest to zaskakujące, ponieważ mikroorganizmy wiążące azot mogą stanowić od 20 do 80% ich całkowitej liczby.

Istnieje wyraźna dodatnia zależność pomiędzy procesami wiązania azotu przez mikroorganizmy a fotosyntezą roślin w ekosystemach. Im wyższa jest produktywność fotosyntezy roślin, tym więcej azotu wiąże się w glebie. Jest to najważniejszy mechanizm biogeochemii azotu w biosferze i rolnictwie.

Rola sinic w biogeochemii azotu jest ogromna, wiele gatunków ma także zdolność wiązania azotu jednocześnie z procesem fotosyntezy. Niebieskozielone algi (Cyanophyta) wzbogacają gleby w azot, zwłaszcza nawadniane pola ryżowe, wody rzek, jezior i bagien oraz osady. Ale żyją też na powierzchni nagich skał lub pustynnych gleb.

Rozwój szaty roślinnej i mikroorganizmów roślinnych znacznie zwiększył udział azotu atmosferycznego w składzie biomasy. Rosnąca złożoność form życia na planecie spowodowała wydłużenie łańcuchów pokarmowych, nagromadzenie żywej i martwej materii organicznej na lądzie i oceanie. Stworzyło to możliwość długotrwałego istnienia organicznych związków azotu w biosferze i litosferze. Szczególnie duża jest w tym rola roślin zielnych. Części nadziemne i podziemne roślinności zielnej pobierają rocznie od 20-25 do 600-700 kg/ha azotu (przeważnie korzenie zawierają 2-6 razy więcej azotu niż część nadziemna). W tym przypadku całkowita biomasa zawiera z reguły 10–50 razy więcej węgla niż azotu. Wszystko to potwierdza ogromną ogólną rolę węgla i azotu w tworzeniu fitomasy (Titlyanova, 1979). Jednak związki azotu są łatwo wymywane z tkanek roślinnych przez wilgoć deszczową. Kiedy dostaną się do gleby, są ponownie konsumowane przez rośliny.

O tym, jak złożone i mało zbadane są biogenne cykle azotu, świadczą ustalone fakty dotyczące przenoszenia związków azotu z rośliny na roślinę (tego samego lub innego gatunku) poprzez wydzieliny korzeni do gleby i ewentualnie przez bezpośredni kontakt korzeni. Ten niesamowity mechanizm pokazuje, jak „ekonomiczne” są rośliny w odżywianiu azotem. Zjawisko to prawdopodobnie występuje także w biogeochemii innych pierwiastków.

Jak wiadomo, zawartość białka w ziarnach pszenicy i zawartość azotu w nich wzrasta wraz ze spadkiem opadów atmosferycznych na stepach Równiny Rosyjskiej. Ustalono to już dla zawartości azotu ogólnego w biomasie roślin zielnych. W warunkach stepowych zawartość azotu w biomasie suchej trawy sięga 2-2,6%; wraz ze wzrostem wilgotności spada do 1-1,5%.

Wszystkie te fakty wskazują na ogromną rolę roślinności (zwłaszcza traw) i mikroorganizmów w biogeochemii azotu na lądzie. Rozwój pokrywy roślinnej, pojawienie się procesu glebotwórczego (300-400 milionów lat temu), powstanie skorupy próchnicznej i drobnej ziemi glebowej, jej rozbiórka i akumulacja w postaci skał osadowych rozszerzyły proces przenoszenia atmosferycznego azotu do biosfery, podnosząc w niej jego zawartość do poziomu n 10 15 t.

Jednocześnie należy podkreślić, że powrót azotu do atmosfery poprzez denitryfikację jest procesem równie powszechnym jak wiązanie i nitryfikacja. Proces ten zapewnia globalny obieg azotu na planecie.

Warunki redoks w glebach są bardzo niejednorodne. Nawet w glebach napowietrzonych istnieją obszary, w których występuje niedobór tlenu, gdzie może nastąpić denitryfikacja. Obfitość świeżej mobilnej materii organicznej i przesycenie gleb wilgocią zawsze gwałtownie intensyfikują procesy denitryfikacji po deszczach, podczas podlewania i podczas nawadniania. Denitryfikacja jest jeszcze bardziej widoczna w krajobrazach wodnych (bagna, jeziora, ujścia rzek itp.).

Ten ukierunkowany planetarny proces biogeochemiczny ma charakter policykliczny. Przeważająca część azotu związanego w przyrodzie, poprzez powtarzające się mikrocykliczne przemiany, nitryfikację i denitryfikację, jest ostatecznie zwracana do atmosfery w postaci cząsteczkowego gazowego azotu (N 2). Jednak wraz z rozwojem biosfery wzrósł czas istnienia i wielkość masy organicznych i mineralnych biogennych związków azotu na planecie. Zwiększyła się ilość zasypanych osadów organicznych. Czas trwania poszczególnych mikrocykli ogólnego biogeochemicznego cyklu azotu na Ziemi waha się w obecnej erze od krótkich (dni, tygodni, miesięcy) w tkankach mikroorganizmów do znaczących (lata) w ekosystemach roślinności zielnej i długich (dekady, stulecia, tysiąclecia) ) w ekosystemach drzewiastych i w próchnicy glebowej. Pełne cykle ziemskie azotu występującego w osadach rzek, jezior, mórz i palnych skamieniałości skorupy ziemskiej obejmują okres rzędu dziesiątek tysięcy, setek tysięcy i milionów lat.

Naturalne cykle biogeochemiczne azotu (a także węgla) w biosferze były „prawie zamknięte”, ale miały charakter ukierunkowanej, rozszerzonej reprodukcji zasobów biosfery. Biosfera nie tylko nie oddała całkowicie wychwyconych mas azotu i węgla, ale stopniowo zwiększała ich całkowite zasoby w ustalonej formie (w próchnicy, torfie, w masie węgli kopalnych, ropie, łupkach, bitumie itp.).

Era antropogeniczna przyniosła znaczące zmiany w ustalonych naturalnych cyklach azotu. Najważniejsze, co się wydarzyło i dzieje (oprócz rolnictwa), to pojawienie się w biosferze nowego antropogenicznego mechanizmu przemysłowego wiązania mas azotu w postaci dziesiątek milionów ton nawozów azotowych, a także przedostanie się do środowisko tlenków azotu pochodzących z dużych mas spalonych paliw kopalnych (ciepłownie, transport, lotnictwo, rakiety). Technogeniczne źródła związków azotu w biosferze szybko rosną, podwajając się co 6-7 lat. Już w latach 70-80 XX wieku. Co roku na świecie produkuje się (w przeliczeniu na azot) 50-60 milionów ton nawozów azotowych rocznie. Na początku XXI wieku. wartość ta może sięgać 100-150 milionów ton/rok. Jest prawdopodobne, że do tego czasu technogeniczny napływ azotu do biosfery będzie równy lub przekraczający wszystkie biogeniczne formy jego dostarczania.

W epoce antropogenicznej, zwłaszcza w okresie nowożytnym, proces wzbogacania środowiska w związki azotu zauważalnie się nasilił. Jak zauważyliśmy wcześniej, zachodzi proces technogennej azotyzacji środowiska, któremu towarzyszy złożony zespół pozytywnych (wzrost plonów, zwiększony udział białek w diecie) i negatywnych (rak, metohemoglobinemia, zwiększona kwasowość gleb i opady atmosferyczne) konsekwencji . Niszczenie lasów, stepów (i mikoryz), zastępowanie roślin strączkowych zbożami, niszczenie poziomów próchnicznych gleb bogatych w mikroflorę i zmniejszanie powierzchni gleby spowodowało również dodatkowe zmiany w biogeochemii azotu w biosferze. Wszystkie te zmiany, często o przeciwstawnym charakterze, nie zostały zbadane ani określone ilościowo. Najwyraźniej nadal istnieje tendencja do zmniejszania roli biogennego wiązania azotu w ogólnym cyklu azotu na planecie.

To właśnie na tym tle zaburzeń normalnego obiegu azotu w przyrodzie nawozy mineralne gleb wprowadzały wspomniane zmiany w pozycjach wejściowych bilansu azotowego i geografii jego rozmieszczenia, a także zwiększały ogólny poziom stężeń azotu. azotany i sole amonowe w glebach i wodach. Jednak jeszcze poważniejszym czynnikiem wpływającym na brak równowagi, poziomu stężeń i form związków azotu w atmosferze, a zwłaszcza w hydrosferze i glebach, okazała się współczesna gospodarka paliwowa, energetyczna i transportowa.

Według przybliżonych danych emisja amoniaku i różnych tlenków azotu ze spalania węgla, ropy naftowej, oleju opałowego, benzyny, torfu, łupków itp. wynosi łącznie około 200-350 milionów ton rocznie w postaci gazów i aerozoli. Utlenianie amoniaku i tlenków azotu prowadzi do powstania głównie kwasu azotowego i częściowo soli amonowych, które opadają na ląd i powierzchnię oceanu. Jeśli liczby te są choćby dwukrotnie zawyżone, to i tak trzeba przyznać, że emisja związków azotu do atmosfery stała się już zauważalnym składnikiem przychodów obiegu azotu na naszej planecie.

W świetle tych faktów konieczne jest lepsze poznanie przyszłego zapotrzebowania rolnictwa na nawozy azotowe, dróg globalnej migracji związków azotu do powietrza i wody na planecie oraz poznanie obszarów, w których następuje akumulacja azotanów i amonu. przeważnie występują związki. Jest to tym bardziej konieczne, że emisja tlenków azotu do atmosfery będzie kontynuowana, a nawet wzrastać. Ustalono już fakty dotyczące wytrącania się zakwaszonych wód atmosferycznych w Kanadzie, Skandynawii i USA, czemu towarzyszy spadek pH gleb i lokalnych wód (zwykle pod wpływem kombinowanych opadów rozcieńczonymi roztworami kwasu siarkowego). . Zakwaszenie środowiska zwiększy wietrzenie minerałów, usuwanie z gleby wapnia, magnezu i innych składników pokarmowych roślin, co zwiększy potrzebę wapnowania pól.

Warto zwrócić uwagę na jeszcze jeden czynnik zakłócający prawidłowy poziom koncentracji i obiegu azotu w przyrodzie. Są to odpady z przemysłowej hodowli zwierząt i drobiu, a także odpady i ścieki z nowoczesnych dużych miast. Odpady i ścieki tego pochodzenia są bardzo duże. Na świecie żyje ponad 3 miliardy zwierząt gospodarskich, które wytwarzają ogromne ilości odpadów. Nowoczesne fermy drobiu, przemysłowe przedsiębiorstwa hodowlane i miasta tworzą liczne skupiska nienormalnie wysokich poziomów azotu i fosforu w postaci związków organicznych i mineralnych, które lokalnie nasycają gleby, strumienie, rzeki, jeziora, ujścia rzek i ujścia rzek. Czasami w takich glebach zawartość N-NO 3 sięga 400 części na milion (ppm), a N-NH 4 - do 2200 ppm. Według naukowców spływy miejskie, odchody zwierzęce i erozja gleby odgrywają równie ważną, a czasem nawet większą rolę w zanieczyszczaniu gleb i wód związkami azotu do poziomu toksycznego (Cooke i Williams, 1970).

Niepokojącym faktem jest wzrost stężenia związków azotu w wodach naturalnych. W wodach rzek obszarów leśnych klimatu umiarkowanego zawartość azotanów sięga 0,3-0,5 mg/l, a w klimacie suchym 1,2-1,7 mg/l. W wodach drenażowych systemów nawadniających stężenie NO 3 wynosi zwykle około 5-6 mg/l, ale może również wynosić 10-15 mg/l. W roztworach gleb nawodnionych solą stwierdzono stężenia NO 3 dochodzące do 100-300 mg/l. W wodach gruntowych stężenie azotanów jest czasami rzędu 10-15, a nawet 50-100 mg/l. W ciągu 25 lat (1945-1970) regularnych obserwacji w stanie Illinois zawartość azotu azotanowego w wodach spływu powierzchniowego, według danych średnich i maksymalnych, wzrosła dwu, trzy, a nawet czterokrotnie.

W nadmierne stężenia azotanów wzbogacane są nie tylko wody powierzchniowe, ale także wody podziemne – główne źródło zaopatrzenia ludności w wodę pitną. Azotany przedostają się do wód gruntowych na głębokość 10-15 m, a nawet więcej, powodując wzrost ich stężenia do 10-15 mg/l N, co jest wyraźnie niebezpieczne dla ludzi (w przeliczeniu na NO 3 jest to 45-60 mg/l) .

Obliczono całkowity bilans azotu dla Stanów Zjednoczonych (Accumulation of Nitrate, 1972). Całkowity dopływ azotu do gleb USA wyraża się jako 21,0 mln ton N rocznie (w tym 5,6 mln ton z opadami atmosferycznymi, 7,5 mln ton z nawozami mineralnymi i wiązaniem biogenicznym 4,8 mln ton). Z tej kwoty około 17 milionów ton wykorzystuje się do produkcji żywności i surowców tekstylnych, a 4 miliony ton nie wykorzystuje się.

Wszystkie rodzaje denitryfikacji (w tym ponad 10 mln ton w środowisku wodnym) wynoszą około 18,5 mln ton, a w glebach i wodach pozostaje rocznie około 1,5 mln ton. Dane dotyczące denitryfikacji są tutaj wyraźnie przesadzone. Bilans azotu w wodach i glebach jest co najmniej dwu-, trzykrotnie wyższy. W wyniku rozważenia elementów współczesnego biogeochemicznego obiegu azotu na lądzie zarysowano: główne formy wpływy z jego przyłączy:

• biogenne wiązanie azotu w glebie przez mikroorganizmy typu symbiotycznego i niesymbiotycznego;
• wejście w roztwory z metabolitami łańcuchów pokarmowych, z martwą materią organiczną, z produktami mineralizacji materii organicznej gleby;
• pobór tlenków azotu z produktów spalania paliw kopalnych;
• wprowadzanie do gleb związków azotu w postaci nawozów organicznych i mineralnych;
• transfer i akumulacja azotanów podczas parowania wód gruntowych.

Pozycje wydatków Bilans azotu na lądzie składa się z następujących głównych form:

• pobieranie mineralnych związków azotu przez rośliny wyższe i niższe oraz ich przedostawanie się do łańcuchów pokarmowych ekosystemów;
• przejście związków azotu do form organicznych z utworzeniem próchnicy;
• denitryfikacja i ostateczny powrót do atmosfery większości azotu w gazowej postaci cząsteczkowej N 2 i częściowo w postaci tlenków i amoniaku;
• wypłukiwanie, usuwanie i alienacja związków azotu z cykli biologicznych do cykli geologicznych; zakopane na długi geologicznie czas w skałach osadowych, paliwach kopalnych lub złożach soli.

Jeśli znajdziesz błąd, zaznacz fragment tekstu i kliknij Ctrl+Enter.

Temat 3.5. CYKLE BIOGEOCHEMICZNE WAŻNYCH ELEMENTÓW CHEMICZNYCH:
WĘGEL, TLEN, AZOT, SIARKA, FOSFOR, POTAS, WAPŃ,
KRZEMIONKA, ALUMINIUM, ŻELO, MANGAN I METALE CIĘŻKIE

Zapoznajmy się przynajmniej ogólnie z cyklami biogeochemicznymi tak ważnych dla biosfery pierwiastków, jak węgiel, tlen, azot, siarka, fosfor, potas, wapń, a także bardzo powszechnych pierwiastków w przyrodzie, takich jak krzem, aluminium i żelazo .

Biogeochemiczny cykl węgla.

Zawartość węgla w atmosferze ziemskiej wynosi 0,046% w postaci dwutlenku węgla i 0,00012% w postaci metanu. Jego średnia zawartość w skorupie ziemskiej wynosi 0,35%, a w materii żywej – około 18% (Winogradow, 1964). Cały proces powstawania i rozwoju biosfery jest ściśle związany z węglem, ponieważ To właśnie węgiel jest podstawą życia białkowego na naszej planecie, tj. Węgiel jest najważniejszym składnikiem chemicznym żywej materii. To właśnie ten pierwiastek chemiczny, ze względu na zdolność do tworzenia silnych wiązań pomiędzy swoimi atomami, jest podstawą wszystkich związków organicznych.

Wskaźnik biogenicznego wzbogacenia gleb w stosunku do skorupy ziemskiej i roślin w stosunku do gleby wynosi odpowiednio 100 i 1000 dla węgla (Kovda, 1985).

Głównym rezerwuarem węgla w biosferze, z którego pierwiastek ten jest pobierany przez organizmy żywe do syntezy materii organicznej, jest atmosfera. Węgiel zawarty jest w nim głównie w postaci dwutlenku CO 2 . Niewielka część węgla atmosferycznego wchodzi w skład innych gazów - CO i różnych węglowodorów, głównie metanu CH 4. Są jednak niestabilne w atmosferze tlenu i wchodzą w interakcje chemiczne, ostatecznie tworząc ten sam CO2.

Węgiel jest pochłaniany z atmosfery przez organizmy wytwarzające autotrofy (rośliny, bakterie, cyjanobionty) w procesie fotosyntezy, w wyniku czego na zasadzie interakcji z wodą powstają związki organiczne - węglowodany. Ponadto w wyniku procesów metabolicznych z udziałem substancji dostarczanych z roztworami wodnymi w organizmach syntetyzowane są bardziej złożone substancje organiczne. Służą nie tylko do tworzenia tkanek roślinnych, ale także stanowią źródło pożywienia dla organizmów zajmujących kolejne ogniwa piramidy troficznej - konsumentów. Zatem poprzez łańcuchy troficzne węgiel przenika do organizmów różnych zwierząt.

Węgiel jest zwracany do środowiska na dwa sposoby. Po pierwsze, w procesie oddychania. Istotą procesów oddychania jest wykorzystywanie przez organizmy utleniających reakcji chemicznych, które dostarczają energii do procesów fizjologicznych. Utlenianie związków organicznych, które wykorzystuje tlen atmosferyczny lub rozpuszczony w wodzie, powoduje rozkład złożonych związków organicznych z utworzeniem CO 2 i H 2 O. W rezultacie węgiel zawarty w CO 2 powraca do atmosfery, a jedna gałąź cyklu jest zamknięta.

Drugim sposobem zwrotu węgla jest rozkład materii organicznej. W warunkach biosfery proces ten zachodzi głównie w środowisku tlenowym, a końcowymi produktami rozkładu są te same CO 2 i H 2 O. Jednak większość dwutlenku węgla nie przedostaje się bezpośrednio do atmosfery. Węgiel uwalniany w wyniku rozkładu materii organicznej w dużej mierze pozostaje w postaci rozpuszczonej w glebie, wodach gruntowych i powierzchniowych. Albo w postaci rozpuszczonego dwutlenku węgla, albo jako część rozpuszczonych związków węglanowych - w postaci jonów HCO 3 - lub CO 3 2-. Po mniej lub bardziej długiej migracji może częściowo powrócić do atmosfery, jednak większa lub mniejsza jego część zawsze wytrąca się w postaci soli węglanowych i wiąże się w litosferze.

Część węgla atmosferycznego przedostaje się bezpośrednio z atmosfery do hydrosfery, rozpuszczając się w wodzie. Głównie dwutlenek węgla jest pochłaniany z atmosfery, rozpuszczając się w wodach Oceanu Światowego. Część węgla, w tej czy innej formie, rozpuszczona w wodach lądowych, również tu dociera. CO 2 rozpuszczony w wodzie morskiej jest wykorzystywany przez organizmy morskie do tworzenia szkieletu węglanowego (muszle, struktury koralowców, muszle szkarłupni itp.). Wchodzi w skład warstw skał węglanowych pochodzenia biogennego i na mniej więcej długi czas „wypada” z obiegu biosfery.

W środowiskach beztlenowych rozkład materii organicznej zachodzi również z utworzeniem dwutlenku węgla jako produktu końcowego. Tutaj utlenianie zachodzi w wyniku tlenu pożyczonego z substancji mineralnych przez bakterie chemosyntetyzujące. Jednak proces w tych warunkach przebiega wolniej, a rozkład materii organicznej jest zwykle niepełny. W rezultacie znaczna część węgla pozostaje w składzie niecałkowicie rozłożonej materii organicznej i gromadzi się w grubości skorupy ziemskiej w mułach bitumicznych, torfowiskach i węglach.

Magazynami węgla są żywa biomasa, humus, wapień i kaustobiolit. Naturalnymi źródłami dwutlenku węgla, oprócz ekshalacji wulkanicznych, są procesy rozkładu materii organicznej, oddychanie zwierząt i roślin, utlenianie substancji organicznych w glebie i innych środowiskach naturalnych. Technogenny dwutlenek węgla to 20 x 10 9 ton, czyli wciąż znacznie mniej niż jego naturalne uwolnienie do atmosfery. W ciągu miliardów lat od pojawienia się życia na Ziemi cały węgiel z atmosfery i hydrosfery wielokrotnie przechodził przez żywe organizmy. Przez zaledwie 304 lata organizmy żywe pochłaniają tyle węgla, ile znajduje się w atmosferze. W rezultacie skład węgla w atmosferze można całkowicie odnowić w ciągu zaledwie 4 lat i można warunkowo uznać, że węgiel atmosferyczny kończy swój cykl w tym okresie. Cykl węgla zawartego w próchnicy glebowej szacuje się na 300-400 lat.

Rolę węgla w biosferze dobrze ilustruje schemat jego cyrkulacji (ryc. 3.5.1).

Ryż. 3.5.1. Schemat biogeochemicznego obiegu węgla

Schemat ten wyraźnie pokazuje, że rośliny wykorzystując mechanizm fotosyntezy pełnią funkcję producentów tlenu i są głównymi konsumentami dwutlenku węgla.

Jednak biologiczny obieg węgla nie jest zamknięty. Co jest bardzo ważne, także dla nas. Pierwiastek ten często jest usuwany z obiegu geochemicznego na długi czas w postaci skał węglanowych, torfów, sapropelów, węgli i próchnicy. Tym samym część węgla cały czas wypada z cyklu biologicznego, wiążąc się w litosferze jako część różnych skał. Dlaczego zatem w atmosferze nie ma deficytu węgla? Dzieje się tak dlatego, że jego utratę rekompensuje stały dopływ CO 2 do atmosfery w wyniku aktywności wulkanicznej. Oznacza to, że głęboki dwutlenek węgla i tlenek węgla stale przedostają się do atmosfery. Dzięki temu możemy utrzymać bilans węglowy w biosferze naszej planety.

Działalność gospodarcza człowieka intensyfikuje biologiczny cykl węgla i może przyczynić się do wzrostu produktywności pierwotnej, a w konsekwencji wtórnej. Jednak dalszej intensyfikacji procesów technogenicznych może towarzyszyć wzrost stężenia dwutlenku węgla w atmosferze. Zwiększenie stężenia dwutlenku węgla do 0,07% gwałtownie pogarsza warunki oddychania ludzi i zwierząt. Obliczenia pokazują, że przy utrzymaniu obecnego poziomu wydobycia i wykorzystania paliw kopalnych osiągnięcie takiego stężenia dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej zajmie nieco ponad 200 lat. W niektórych dużych miastach zagrożenie to jest już całkiem realne.

Biogeochemiczny cykl tlenowy

Jak pamiętacie, tlen jest najpowszechniejszym pierwiastkiem nie tylko skorupy ziemskiej (jej Clarke ma 47), ale także hydrosfery (85,7%), a także materii żywej (70%). Pierwiastek ten odgrywa również znaczącą rolę w składzie atmosfery (ponad 20%). Tlen, ze względu na swoją wyjątkowo dużą aktywność chemiczną, odgrywa w biosferze szczególnie ważną rolę. Określa warunki redoks i kwasowo-zasadowe roztworów i stopów. Charakteryzuje się zarówno jonowymi, jak i niejonowymi formami migracji w roztworach.

Ewolucji procesów geochemicznych na Ziemi towarzyszy stały wzrost zawartości tlenu. Obecnie ilość tlenu w atmosferze wynosi 1,2 x 10 15 ton. Skala produkcji tlenu przez rośliny zielone jest taka, że ​​w ciągu 4000 lat ilość ta mogłaby się podwoić. Ale tak się nie dzieje, ponieważ w ciągu roku rozkłada się mniej więcej taka sama ilość materii organicznej, która powstaje w wyniku fotosyntezy. W tym przypadku prawie cały uwolniony tlen jest absorbowany. Ale ze względu na otwartość cyklu biogeochemicznego, ponieważ część materii organicznej zostaje zachowana, a wolny tlen stopniowo gromadzi się w atmosferze.

Główną „fabryką” produkcji tlenu na naszej planecie są rośliny zielone, chociaż w skorupie ziemskiej zachodzą również różne reakcje chemiczne, w wyniku których uwalniany jest wolny tlen.

Kolejny cykl migracji wolnego tlenu związany jest z wymianą masy w naturalnym układzie woda – troposfera. Woda oceaniczna zawiera od 3x10 9 do 10x10 9 m 3 rozpuszczonego tlenu. Zimna woda na dużych szerokościach geograficznych pochłania tlen, a gdy przemieszcza się z prądami oceanicznymi do tropików, uwalnia go do atmosfery. Pochłanianie i uwalnianie tlenu następuje także wtedy, gdy zmieniają się pory roku, czemu towarzyszą zmiany temperatury wody.

Tlen jest zużywany w ogromnej liczbie reakcji oksydacyjnych, z których większość ma charakter biochemiczny. Reakcje te uwalniają energię pochłoniętą podczas fotosyntezy. W glebie, mułach i warstwach wodonośnych rozwijają się mikroorganizmy wykorzystujące tlen do utleniania związków organicznych. Zasoby tlenu na naszej planecie są ogromne. Wchodzi w skład sieci krystalicznych minerałów i jest z nich uwalniany przez materię żywą.

Zatem ogólny schemat cyklu tlenowego w biosferze składa się z dwóch gałęzi:

• powstawanie wolnego tlenu podczas fotosyntezy;
• absorpcja tlenu w reakcjach utleniania

Według obliczeń J. Walkera (1980) wydzielanie tlenu przez roślinność lądów świata wynosi 150x10 15 ton rocznie; wydalanie przez organizmy fotosyntetyczne z oceanu - 120x10 15 ton rocznie; absorpcja w procesach oddychania tlenowego – 2 10 x 10 15 ton rocznie; nitryfikacja biologiczna i inne procesy rozkładu materii organicznej - 70x10 15 ton rocznie.

W cyklu biogeochemicznym można wyróżnić przepływy tlenu pomiędzy poszczególnymi składnikami biosfery (ryc. 3.5.2).

Ryż. 3.5.2. Schemat biogeochemicznego cyklu tlenowego

We współczesnych warunkach przepływ tlenu w biosferze jest zakłócany przez migracje technogenne. Wiele związków chemicznych odprowadzanych przez przedsiębiorstwa przemysłowe do wód naturalnych wiąże tlen rozpuszczony w wodzie. Do atmosfery uwalniane są coraz większe ilości dwutlenku węgla i różnych aerozoli. Zanieczyszczenie gleby, a zwłaszcza wylesianie i pustynnienie rozległych obszarów, zmniejszają produkcję tlenu przez rośliny lądowe. Podczas spalania paliwa zużywana jest ogromna ilość tlenu atmosferycznego. W niektórych krajach uprzemysłowionych spala się więcej tlenu niż wytwarza się w procesie fotosyntezy.

Biogeochemiczny cykl wodorowy

Wolny wodór jest niestabilny w skorupie ziemskiej. Szybko łączy się z tlenem, tworząc wodę, a także bierze udział w innych reakcjach. Ponadto dzięki znikomej masie atomowej jest w stanie uciec w przestrzeń kosmiczną (rozproszyć się). Znaczna ilość wodoru wydostaje się na powierzchnię Ziemi podczas erupcji wulkanów. Wodór gazowy powstaje stale w wyniku niektórych reakcji chemicznych, a także w procesie życiowej aktywności bakterii rozkładających materię organiczną w warunkach beztlenowych.

Organizmy wiążą wodór w biosferze planety, wiążąc go nie tylko w materii organicznej, ale także uczestnicząc w wiązaniu wodoru przez materię mineralną gleby. Staje się to możliwe w wyniku dysocjacji kwaśnych produktów przemiany materii z uwolnieniem jonu H+. Ten ostatni z reguły tworzy jon hydroniowy (Н3О+) z cząsteczką wody poprzez wiązanie wodorowe. Kiedy jon hydroksoniowy jest absorbowany przez niektóre krzemiany, przekształcają się one w minerały ilaste. Zatem, jak podkreśla V.V. Dobrovolsky’ego intensywność wytwarzania kwaśnych produktów przemiany materii jest ważnym czynnikiem w transformacji hipergenicznej skał krystalicznych i tworzeniu się skorupy wietrzejącej.

Spośród procesów cyklicznych zachodzących na powierzchni Ziemi, w których bierze udział wodór, jednym z najpotężniejszych jest obieg wody: każdego roku przez atmosferę przechodzi ponad 520 tysięcy metrów sześciennych wilgoci. Aby stworzyć fitomasę światowej masy lądowej, która istniała przed interwencją człowieka, według V.V. Dobrovolsky (1998) rozszczepiło około 1,8 x 1012 ton wody i odpowiednio związało 0,3 x 1012 ton wodoru.

Podczas obiegu wody w biosferze następuje rozdzielenie izotopów wodoru i tlenu. Podczas parowania para wodna wzbogaca się w lekkie izotopy, dlatego opady atmosferyczne, wody powierzchniowe i gruntowe są również wzbogacane w lekkie izotopy w porównaniu z wodami oceanicznymi, które mają stabilny skład izotopowy.

Biogeochemiczny cykl azotu

Azot i jego związki odgrywają tak samo ważną i niezastąpioną rolę w życiu biosfery jak węgiel. Biofilowość azotu jest porównywalna z biofilowością węgla. Wskaźnik biogenicznego wzbogacenia gleb w stosunku do skorupy ziemskiej i roślin w stosunku do gleby wynosi odpowiednio 1000 i 10000 dla azotu (Kovda, 1985).

Głównym zbiornikiem azotu w biosferze jest jednocześnie powłoka powietrzna. Około 80% wszystkich zasobów azotu koncentruje się w atmosferze planety, co jest związane z kierunkiem biogeochemicznych przepływów związków azotu powstających podczas denitryfikacji. Główną formą azotu zawartego w atmosferze jest molekularna - N2. Jako drobne zanieczyszczenia atmosfera zawiera różne związki tlenku azotu NOx, a także amoniak NH3. Ten ostatni jest najbardziej niestabilny w warunkach atmosfery ziemskiej i łatwo ulega utlenieniu. Jednocześnie wartość potencjału redoks w atmosferze nie jest wystarczająca do stabilnego istnienia tlenkowych form azotu, dlatego główną jest jego wolna forma cząsteczkowa.

Azot pierwotny w atmosferze pojawił się prawdopodobnie w wyniku procesów odgazowania w górnym płaszczu oraz z wydzielin wulkanicznych. Reakcje fotochemiczne w wysokich warstwach atmosfery prowadzą do powstania związków azotu i ich zauważalnego przedostania się na ląd i do oceanu wraz z opadami atmosferycznymi (3-8 kg/ha azotu amonowego rocznie i 1,5-6 kg/ha azotu azotanowego) . Azot ten wchodzi także w ogólny przepływ biogeochemiczny związków rozpuszczonych migrujących z masami wody oraz bierze udział w procesach glebotwórczych i tworzeniu biomasy roślinnej.

W przeciwieństwie do węgla, azot atmosferyczny nie może być bezpośrednio wykorzystywany przez rośliny wyższe. Dlatego organizmy utrwalające odgrywają kluczową rolę w biologicznym cyklu azotu. Są to mikroorganizmy z kilku różnych grup, które poprzez bezpośrednie wiązanie mają zdolność bezpośredniego pobierania azotu z atmosfery i ostatecznie wiązania go w glebie. Obejmują one:

• niektóre wolno żyjące bakterie glebowe;
• symbiotyczne bakterie guzkowe (istniejące w symbiozie z roślinami strączkowymi);
• cyjanobionty, które są jednocześnie symbiontami grzybów, mchów, paproci, a czasem roślin wyższych.

W wyniku działania organizmów wiążących azot wiąże się on w glebie w postaci azotynów (związki na bazie NH 3).

Związki azotynu mają zdolność migracji w roztworach wodnych. Jednocześnie ulegają utlenieniu i przekształceniu w azotany - sole kwasu azotowego HNO 3. W tej formie związki azotu mogą być skutecznie absorbowane przez rośliny wyższe i wykorzystywane do syntezy cząsteczek białek w oparciu o peptydowe wiązania C-N. Ponadto poprzez łańcuchy troficzne azot dostaje się do organizmów zwierząt. Do środowiska (w roztworach wodnych i glebie) powraca w procesach wydalniczych zwierząt lub rozkładu materii organicznej.

Powrót wolnego azotu do atmosfery, a także jego ekstrakcja, następuje w wyniku procesów mikrobiologicznych. To ogniwo cyklu funkcjonuje dzięki działaniu bakterii denitryfikacyjnych gleby, które ponownie przekształcają azot w postać molekularną.

W litosferze, jako część osadów, związana jest bardzo mała część azotu. Powodem tego jest to, że mineralne związki azotu, w przeciwieństwie do węglanów, są bardzo dobrze rozpuszczalne. Utratę pewnej ilości azotu z cyklu biologicznego kompensują także procesy wulkaniczne. Dzięki aktywności wulkanicznej do atmosfery dostają się różne gazowe związki azotu, które w warunkach powłoki geograficznej Ziemi nieuchronnie przekształcają się w wolną formę molekularną.

Zatem główne specyficzne cechy cyklu azotu w biosferze można uznać za następujące:

• przeważające stężenie w atmosferze, które pełni wyłącznie rolę zbiornika, z którego organizmy żywe czerpią potrzebne zapasy azotu;
• wiodącą rolę w obiegu azotu gleb, a zwłaszcza mikroorganizmów glebowych, których działanie zapewnia przejście azotu w biosferze z jednej formy do drugiej (ryc. 3.5.3).

Ryż. 3.5.3. Schemat biogeochemicznego cyklu azotu

Dlatego biosfera zawiera ogromne ilości azotu w postaci związanej: w materii organicznej pokrywy glebowej (1,5x10 11 t), w biomasie roślinnej (1,1x10 9 t), w biomasie zwierzęcej (6,1x10 7 t). Azot występuje także w dużych ilościach w niektórych minerałach biogennych (saletra).

Jednocześnie pojawia się paradoks – przy ogromnej zawartości azotu w atmosferze, spowodowanej wyjątkowo dużą rozpuszczalnością soli kwasu azotowego i soli amonowych, azotu w glebie jest mało i prawie zawsze nie wystarcza do nakarmienia roślin. Dlatego zapotrzebowanie roślin uprawnych na nawozy azotowe jest zawsze duże. Dlatego według różnych szacunków do gleby wprowadza się rocznie od 30 do 35 milionów ton azotu w postaci nawozów mineralnych. Zatem nawozy azotowe stanowią 30% całkowitego dopływu azotu do lądów i oceanów. Prowadzi to często do znacznego zanieczyszczenia środowiska i poważnych chorób ludzi i zwierząt. Straty azotanowych form azotu są szczególnie duże, ponieważ nie jest on absorbowany przez glebę, jest łatwo wypłukiwany przez naturalne wody, ulega redukcji do postaci gazowej, a do 20-40% jest tracone na odżywianie roślin. Istotnym zakłóceniem obiegu azotu jest stale rosnąca ilość odchodów zwierzęcych, odpadów przemysłowych i ścieków z dużych miast, uwalnianie do atmosfery tlenków amonu i azotu podczas spalania węgla, oleju, oleju opałowego itp. Przedostawanie się tlenków azotu do stratosfery (spaliny z samolotów naddźwiękowych, rakiet, eksplozji nuklearnych) jest niebezpieczne, ponieważ może spowodować zniszczenie warstwy ozonowej. Wszystko to w naturalny sposób wpływa na biogeochemiczny cykl azotu.

Biogeochemiczny cykl siarki

Siarka jest także jednym z pierwiastków, który odgrywa niezwykle ważną rolę w obiegu substancji w biosferze. Jest to jeden z pierwiastków chemicznych najbardziej niezbędnych organizmom żywym. W szczególności jest składnikiem aminokwasów. Determinuje ważne procesy biochemiczne żywej komórki i jest niezbędnym składnikiem odżywiania roślin i mikroflory. Związki siarki biorą udział w kształtowaniu składu chemicznego gleb i występują w znacznych ilościach w wodach gruntowych, co odgrywa decydującą rolę w procesach zasolenia gleb.

Zawartość siarki w skorupie ziemskiej wynosi 4,7x10-2%, w glebie - 8,5x10-2%, w oceanie - 8,8x10-2% (Winogradow, 1962). Natomiast w glebach zasolonych zawartość siarki może osiągać wartości mierzone w pełnych procentach. Zatem głównym zbiornikiem, z którego czerpią go organizmy żywe, jest litosfera. Wynika to z faktu, że w warunkach współczesnej atmosfery ziemskiej, zawierającej wolny tlen i pary H 2 O, nie jest możliwe stabilne istnienie związków siarki. Siarkowodór (H 2 S) utlenia się w środowisku tlenowym, a tlenowe związki siarki, reagując z H 2 O, tworzą kwas siarkowy H 2 SO 4, który spada na powierzchnię Ziemi w ramach kwaśnych deszczy. Zatem tlenki siarki SOx, choć mogą być pobierane przez rośliny bezpośrednio z atmosfery, to proces ten nie odgrywa znaczącej roli w obiegu siarki.

Siarka ma kilka izotopów, z których najczęstsze w związkach naturalnych to S 32 (>95%) i S 34 (4,18%). W wyniku procesów biologicznych i biogeochemicznych następuje zmiana proporcji tych izotopów w stronę wzrostu zawartości lżejszego izotopu w górnych poziomach próchnicznych gleb.

Skład izotopowy siarki podziemnych, glebowo-gruntowych i rozpuszczalnych w wodzie siarczanów z poziomu C solonchaków siarczanowo-sodowych jest podobny.

W skorupie ziemskiej związki siarki występują głównie w dwóch postaciach mineralnych: siarczkowej (sole kwasu siarkowodorowego) i siarczanowej (sole kwasu siarkowego). Siarka rodzima jest rzadka, jest niestabilna i ma tendencję, w zależności od potencjału redoks środowiska, do tworzenia związków tlenu lub wodoru.

Podstawową, głęboko zakorzenioną formą mineralną siarki w skorupie ziemskiej jest siarczek. Związki siarczkowe są praktycznie nierozpuszczalne w warunkach biosfery, dlatego też siarka siarczkowa nie jest absorbowana przez rośliny. Ale jednocześnie siarczki są niestabilne w środowisku tlenowym. Dlatego siarczki na powierzchni ziemi z reguły ulegają utlenieniu, w wyniku czego siarka wchodzi w skład związków siarczanowych. Sole siarczanowe mają dość dobrą rozpuszczalność, a siarka w powłoce geograficznej aktywnie migruje w roztworach wodnych jako część jonu siarczanowego SO 4 2-.

To właśnie w tej formie siarczanowej siarka w roztworach wodnych jest skutecznie wchłaniana przez rośliny, a następnie organizmy zwierzęce. Asymilację ułatwia fakt, że siarczanowe związki siarki mają zdolność kumulowania się w glebie, uczestnicząc w procesach sorpcji wymiennej i będąc częścią kompleksu absorpcyjnego gleby (SAC).

Rozkład materii organicznej w środowisku tlenowym powoduje powrót siarki do gleby i wód naturalnych. Siarka siarczanowa migruje w roztworach wodnych i może zostać ponownie wykorzystana przez rośliny. Jeśli rozkład zachodzi w środowisku beztlenowym, wiodącą rolę odgrywa aktywność bakterii siarkowych, które redukują SO 4 2- do H 2 S. Siarkowodór uwalniany jest do atmosfery, gdzie ulega utlenieniu i zawracaniu do innych składników biosfery w formie siarczanowej. W środowisku redukującym część siarki może zostać związana w związkach siarczkowych, które po przywróceniu dostępu tlenu ulegają ponownemu utlenieniu i przekształceniu w formę siarczanową.

Cykl biogeochemiczny siarki składa się z 4 etapów (ryc. 3.5.4):

1. asymilacja związków siarki przez organizmy żywe (rośliny i bakterie) oraz włączanie siarki do białek i aminokwasów.
2. Przemiana siarki organicznej przez organizmy żywe (zwierzęta i bakterie) w produkt końcowy – siarkowodór.
3. Utlenianie siarki mineralnej przez organizmy żywe (bakterie siarkowe, bakterie tionowe) w procesie redukcji siarczanów. Na tym etapie następuje utlenianie siarkowodoru, siarki elementarnej oraz jej tio- i tetrazwiązków.
4. Redukcja siarki mineralnej przez organizmy żywe (bakterie) w procesie odsiarczania do siarkowodoru. Zatem najważniejszym ogniwem w całym biogeochemicznym cyklu siarki w biosferze jest biogenne powstawanie siarkowodoru.

Ryż. 3.5.4. Schemat cyklu biogeochemicznego siarki

Usuwanie siarki z obiegu biosfery następuje w wyniku akumulacji złóż siarczanów (głównie gipsu), których warstwy i soczewki stają się składnikami litosfery. Straty rekompensowane są przede wszystkim w procesach wulkanicznych (przedostawanie się H 2 S i SO x do atmosfery, a stamtąd wraz z opadami atmosferycznymi na powierzchnię Ziemi). Po drugie, w wyniku działania wód termalnych, wraz z którymi związki siarczków przedostają się do górnych poziomów skorupy ziemskiej i dna Oceanu Światowego.

Cechą charakterystyczną cyklu siarkowego jest zatem drugorzędna rola procesów migracji atmosferycznej, a także różnorodność form jego występowania ze względu na jego przejście od form siarczkowych do form siarczanowych i odwrotnie, w zależności od zmian warunków redoks.

Procesy przemysłowe uwalniają do atmosfery duże ilości siarki. W niektórych przypadkach znaczne stężenie związków siarki w powietrzu powoduje zaburzenia środowiska, w tym kwaśne deszcze. Obecność dwutlenku siarki w powietrzu negatywnie wpływa zarówno na rośliny wyższe, jak i na porosty, a porosty epifityczne mogą służyć jako wskaźniki zwiększonej zawartości siarki w powietrzu. Porosty całą plechą pobierają wilgoć z atmosfery, dlatego stężenie siarki w nich szybko osiąga maksymalny dopuszczalny poziom, co prowadzi do śmierci organizmów.

Wejście siarki do obiegu ogólnego według J.P. Frienda (1976) wygląda następująco:

Podczas odgazowania skorupy ziemskiej - 12x10 12 g/rok; podczas wietrzenia skał osadowych – 42x10 12 g/rok; Dopływ antropogeniczny w postaci dwutlenku siarki wynosi 65x1012 g/rok, co daje ogółem 119x1012 g/rok. Co roku znaczne ilości siarki są konserwowane w postaci siarczków i siarczanów - 100x10 12 g/rok i tym samym są tymczasowo usuwane z ogólnego cyklu biogeochemicznego.

Zatem antropogeniczne przedostanie się siarki do biosfery w istotny sposób zmienia cykl tego pierwiastka, a przedostanie się siarki do biosfery przewyższa jej zużycie, w wyniku czego powinna nastąpić jej stopniowa akumulacja.

Cykl biogeochemiczny fosforu.

Cykl fosforu w przyrodzie bardzo różni się od cykli biogeochemicznych węgla, tlenu, azotu i siarki, ponieważ gazowa forma związków fosforu (na przykład PH 3) praktycznie nie uczestniczy w cyklu biogeochemicznym fosforu. Oznacza to, że fosfor w ogóle nie jest zdolny do akumulacji w atmosferze. Dlatego rolę „zbiornika” fosforu, z którego ten pierwiastek jest wydobywany i wykorzystywany w cyklu biologicznym, a także siarki, pełni litosfera.

Fosfor w litosferze występuje w postaci związków fosforanowych (sole kwasu fosforowego). Głównym udziałem wśród nich jest fosforan wapnia – apatyt. Jest to minerał wielogenowy powstający w różnych procesach naturalnych – zarówno głębokich, jak i supergenowych (w tym biogennych). Związki fosforanowe mogą rozpuszczać się w wodzie, a fosfor zawarty w jonie PO 4 3- może migrować w roztworach wodnych. Spośród nich fosfor jest wchłaniany przez rośliny.

Wskaźnik biogenicznego wzbogacenia gleb w stosunku do skorupy ziemskiej i roślin w stosunku do gleb wynosi odpowiednio dla fosforu i azotu odpowiednio 1000 i 10 000 (Kovda, 1985). Dla roślin najbardziej dostępny fosfor pochodzi z niespecyficznych związków organicznych i próchnicy i to właśnie ten fosfor odgrywa główną rolę w małym (lokalnym) biologicznym cyklu fosforu.

Zwierzęta są jeszcze większymi koncentratorami fosforu niż rośliny. Wiele z nich gromadzi fosfor w tkankach mózgu, szkieletu i muszli.Istnieje kilka sposobów wchłaniania fosforu przez organizmy konsumpcyjne. Po pierwsze, bezpośrednie wchłanianie z roślin podczas odżywiania. Po drugie, organizmy wodne filtrujące pobierają fosfor z zawiesin organicznych. Po trzecie, organiczne związki fosforu są wchłaniane przez organizmy żywiące się osadami podczas przetwarzania osadu biogennego.

Fosfor powraca do środowiska podczas rozkładu materii organicznej. Ale ten powrót jest jeszcze daleki od zakończenia. Generalnie związki fosforu charakteryzują się tendencją do przedostawania się w postaci wodnych roztworów i zawiesin do końcowych zbiorników dopływu, w największym stopniu do Oceanu Światowego, gdzie kumulują się w osadach różnego pochodzenia. Ta część fosforu może powrócić do obiegu egzogennego jedynie w wyniku procesów tektonicznych rozciągających się na przestrzeni setek milionów lat. W warunkach naturalnych utrzymanie równowagi zapewnia stosunkowo słaba mobilność związków fosforu, w wyniku czego fosfor wydobywany przez rośliny z gleby w większości wraca do niej w wyniku rozkładu materii organicznej. Fosfor dość łatwo wiąże się w glebie i skałach. Utrwalacze fosforu to wodorotlenki żelaza, manganu, glinu, minerałów ilastych (zwłaszcza minerałów z grupy kaolinitów). Jednakże fosfor związany może zostać w 40-50% zdesorbowany i wykorzystany przez rośliny. Proces ten zależy od warunków środowiskowych pH i Eh. Zwiększona kwasowość i powstawanie kwasu węglowego przyczyniają się do desorpcji fosforu i zwiększonej migracji związków fosforu.

W środowisku redukującym tworzą się związki fosforu z żelazem dwuwartościowym, co również przyczynia się do usuwania fosforu z gleby.

Migracja fosforu możliwa jest także na skutek erozji wodnej i wietrznej. Dlatego cykl biogeochemiczny fosforu jest znacznie mniej zamknięty i mniej odwracalny niż cykle węgla i azotu, a zanieczyszczenie środowiska fosforem jest szczególnie niebezpieczne (ryc. 3.5.5).

Ryż. 3.5.5. Schemat cyklu biogeochemicznego fosforu

Główne cechy cyklu fosforu to:

• brak transportu atmosferycznego;
• obecność jednego źródła - litosfery;
• tendencja do gromadzenia się odpływów w zbiornikach końcowych.

Przy intensywnej rolniczej eksploatacji gruntów straty fosforu w krajobrazie stają się niemal nieodwracalne. Kompensacja jest możliwa wyłącznie poprzez stosowanie nawozów fosforowych. Wiadomo, że nawozy fosforowe są ważnym i niezbędnym ogniwem w uzyskaniu wysokich plonów roślin rolniczych. Wszystkie znane zasoby złóż fosforanów są jednak ograniczone i według przewidywań naukowców mogą zostać wyczerpane w ciągu najbliższych 75-100 lat. Jednocześnie szkodliwe związki fosforanowe stały się w ostatnim czasie jednym z najważniejszych czynników zanieczyszczających wody rzek i jezior.

Zatem w ostatnim czasie ogólny obraz rozmieszczenia migracji fosforu w biosferze został gwałtownie zakłócony przez człowieka. Oto elementy tego zjawiska: po pierwsze, mobilizacja fosforu z rud i żużli rolniczych, produkcja i wykorzystanie nawozów fosforowych, po drugie, produkcja preparatów zawierających fosfor i ich zastosowanie w życiu codziennym; po trzecie, produkcja zasobów żywności i pasz zawierających fosfor, ich eksport i spożycie na obszarach koncentracji ludności; po czwarte, rozwój rybołówstwa, wydobycie skorupiaków i glonów, co wiąże się z redystrybucją fosforu z oceanu na ląd. W efekcie obserwuje się proces fosfatyzacji gleby, jednak proces ten przebiega niezwykle nierównomiernie. Zawartość fosforu w środowisku dużych miast wzrasta. Wręcz przeciwnie, kraje aktywnie eksportujące produkty organiczne i nie stosujące nawozów fosforowych tracą zasoby fosforu w swoich glebach.

Cykle biogeochemiczne potasu i sodu

Wartość Clarke'a potasu w skorupie ziemskiej wynosi 2,89, a sodu 2,46, czyli ich względna zawartość jest bardzo zbliżona.

Potas składa się z mieszaniny 3 izotopów: 39 K – 93,08%; 40 K -0,0119%; 41 tys. – 6,91%. Izotop 40K jest niestabilny i zamienia się w sąsiednie izobary wapnia i argonu.

Przekształcenie potasu w argon było podstawą opracowania metody potasowo-argonowej w geochronologii jądrowej.

Kosmiczna obfitość potasu, jako pierwiastka nieparzystego, jest niewielka w porównaniu z nawet wapniem i tlenem. Pod względem wielkości jon potasu jest największy spośród innych wiodących kationów w litosferze. Dlatego też objętość potasu zajmuje drugie miejsce po tlenie w skorupie ziemskiej.

Potas jest metalem reaktywnym, który nie występuje w stanie natywnym. We wszystkich związkach chemicznych na Ziemi pełni rolę metalu jednowartościowego. Potas metaliczny „spala się” w powietrzu, szybko utleniając się do K 2 O. Liczba gatunków minerałów wynosi 115 (trzy razy mniej niż wapń i o połowę mniej niż sód). Najważniejsze minerały: halogeny - sylwin, karnalit, azotany - K - saletra, krzemiany – skalenie K (ortoklaz, mikroklin), flogopit, muskowit, biotyt, glaukonit, leucyt. Właściwości chemiczne potasu są zbliżone do sodu, co determinuje ich wspólną migrację. Ale ich zachowanie w strefie hipergenezy i biosferze jako całości jest zupełnie inne. Większość potasu podczas transformacji supergenów krzemianów pozostaje w składzie wtórnych minerałów ilastych, dlatego potas jest znacznie mocniej zatrzymywany w lądzie świata niż sód i, jak zobaczymy później, wapń. A jednak częściowe uwolnienie jonów potasu następuje w procesach hipergenezy i bierze czynny udział w cyklu biogeochemicznym.

Wynika to z faktu, że potas odgrywa bardzo ważną rolę w życiu organizmów żywych. W wilgotnym klimacie, podczas wietrzenia minerałów zawierających potas, potas łatwo ulega ługowaniu i przenoszeniu przez roztwory wodne. Jednakże usuwanie potasu ze skorupy wietrznej jest mniej intensywne niż usuwanie wapnia i sodu. Dzieje się tak dlatego, że duży jon potasu jest w większym stopniu absorbowany przez drobno zdyspergowane minerały. Od dawna wiadomo, że jony potasu są łatwiej absorbowane przez niektóre koloidy (na przykład wodorotlenki żelaza i glinu) niż jony sodu. Reakcje wymiany kationowej z minerałami ilastymi również sprzyjają wiązaniu potasu. W glebach następuje także wymiana pomiędzy jonami potasu i hydroniowymi, które mają porównywalne wielkości jonowe. W ten sposób potas można utrwalić w hydromikach, kaolinicie i montmorylonicie. Potas w większym stopniu niż sód jest pobierany przez roślinność lądową.

Dlatego duża część potasu jest zatrzymywana w glebie, podczas gdy większość sodu przedostaje się do oceanu. Spływy z kontynentów zawierają prawie 2,5 razy więcej sodu niż potasu.

Potas jest niezbędnym pierwiastkiem organizmów żywych. Zawierają od 0,1 do 0,01% potasu. Popiół roślin uprawnych zawiera do 25-60% K 2 O. Niektóre organizmy są zdolne do koncentracji potasu w znacznych ilościach. Tak więc w niektórych glonach zawartość potasu osiąga 3% żywej wagi. Rośliny lądowe pobierają potas z gleby. Z braku potasu liście bledną i umierają, nasiona tracą zdolność kiełkowania. Potas łatwo przenika do komórek organizmów i zwiększa ich przepuszczalność dla różnych substancji. Ma znaczący wpływ na metabolizm, jest niezbędny roślinom do fotosyntezy.Ponadto potas poprawia napływ wody do komórek roślinnych i ogranicza proces parowania, zwiększając tym samym odporność roślin na suszę. W przypadku niedoboru lub nadmiaru potasu tempo fotosyntezy maleje, a szybkość oddychania wzrasta. Brak potasu w glebie prowadzi do znacznego zmniejszenia produktywności roślin.

Dlatego zawartość potasu w materii żywej jest tak samo wysoka, jak azotu. Szczególnie dużo potasu gromadzą niektóre wodorosty (do 5%).

W cyklu biologicznym na lądzie rocznie bierze udział około 1,8 x 109 ton potasu (Dobrovolsky, 1998). Masa potasu uwolnionego z układu obiegu biologicznego na lądzie jest częściowo zatrzymywana w martwej materii organicznej i absorbowana przez materię mineralną gleby (minerały ilaste) oraz częściowo bierze udział w migracji wody.

Ilość potasu związanego obecnie w martwej materii organicznej pedosfery według różnych autorów waha się od 3x109 do 6x109 ton. Co roku ponad 61x106 ton potasu w stanie rozpuszczonym (w postaci wolnych jonów) i 283x106 ton potasu w zawiesinie (cząstki gliny, materia organiczna itp.) przedostaje się do oceanu wraz ze spływem kontynentalnym. Potas aktywnie migruje także w układzie powierzchnia oceanu – atmosfera w składzie aerozoli: średnie stężenie tego pierwiastka w opadach nad oceanem wynosi 15%. Stężenie potasu w opadach atmosferycznych nad kontynentami jest zauważalnie wyższe i wynosi średnio 0,7%. Znaczne ilości potasu są przenoszone wraz z pyłem z lądu do oceanu. Według V.V. Dobrovolsky'ego, wartość ta wynosi nie mniej niż 43 x 10 6 ton rocznie.

W strefie hipergenicznej duże stężenia potasu są rzadkie i reprezentowane są przez ewaporaty - sylwit i karnalit. Jeszcze mniej powszechne są azotany potasu w postaci azotanu potasu pochodzenia organogennego (powstającego w suchym klimacie).

Clarke sodu w żywej materii jest bardzo niski - 0,008 (ponad dwa rzędy wielkości niższy niż w przypadku potasu), co wskazuje na niskie spożycie sodu przez materię żywą. Jednak sód jest potrzebny w małych ilościach wszystkim żywym organizmom.

W wilgotnym klimacie sód łatwo opuszcza cykl biologiczny i jest przenoszony wraz ze spływem cieczy poza krajobraz. W rezultacie następuje ogólne zubożenie tego ostatniego w sód. Zawartość sodu w organizmach roślinnych jest zazwyczaj bardzo niska. Organizmy zwierzęce potrzebują zwiększonej ilości tego pierwiastka, gdyż wchodzi on w skład krwi. Wpływa na pracę układu sercowo-naczyniowego i nerek. Dlatego czasami zwierzęta muszą być karmione solą kuchenną.

W klimacie suchym sód gromadzi się w wodach gruntowych i jeziorach oraz gromadzi się w glebach zasolonych (efekt bariery parowania). W związku z tym roślinność zbiorowisk halofitycznych zawiera zwiększone ilości sodu.

Jednak rola cyklu biologicznego sodu, w przeciwieństwie do potasu, jest stosunkowo niewielka. Ale jego migracja wody jest bardzo znacząca. Pod względem wzorców migracji w biosferze sód jest bardzo podobny do chloru. Tworzy łatwo rozpuszczalne sole, dlatego gromadzi się w Oceanie Światowym i bierze udział w migracji atmosferycznej.

Głównym źródłem mobilnego sodu w biosferze są wietrzenie skał magmowych (głównym źródłem chloru jest wulkanizm).

Technogeneza dokonała znaczących dostosowań w biogeochemicznych szlakach migracji sodu. Ekstrakcja halitu (soli kuchennej), sody i mirabilitu ma pierwszorzędne znaczenie. Na charakter cykli biogeochemicznych sodu istotny wpływ ma również nawadnianie gruntów na obszarach suchych.

Cykle biogeochemiczne wapnia i magnezu.

Atomy wapnia zawierają magiczną liczbę protonów: 20 w jądrze, co decyduje o sile jego układu jądrowego. Wśród pierwiastków lekkich wapń reprezentowany jest przez maksymalną liczbę stabilnych izotopów – 6, z następującym rozkładem: 40 Ca – 96,97% (dwa razy magiczne Z=N=20) 42 Ca – 0,64, 43 Ca – 0,145, 44 Ca – 2,06, 46 Ca-0,0033, 48 Ca -0,185%. Pod względem rozmieszczenia w Układzie Słonecznym zajmuje 15. miejsce, jednak wśród metali zajmuje 5. miejsce.

W naturze zachowuje się jak metal reaktywny. Łatwo utlenia się tworząc CaO. W procesach geochemicznych pełni rolę podwójnie naładowanego kationu Ca+2

Jego promień jonowy jest bardzo zbliżony do promienia sodu. Liczba gatunków minerałów wynosi 390, dlatego należy do głównych pierwiastków mineralotwórczych. Pod względem ilości powstałych minerałów zajmuje 4. miejsce po tlenie, wodorze i krzemie. Przykładowo: węglany – kalcyt, aragonit, dolomit; siarczany – anhydryt, gips; halogenki - fluoryt; fosforany: apatyt; krzemiany - granaty, pirokseny, amfibole, epidot, plagioklazy, zeolity.

Plagioklazy są najpowszechniejszymi minerałami w skorupie ziemskiej. Wartość Clarke’a wapnia w litosferze wynosi 2,96. Krzemiany wapnia są słabo stabilne w strefie hipergenezy i jako pierwsze ulegają zniszczeniu podczas wietrzenia skał.

Wapń ma stosunkowo dużą zdolność migracji, w dużej mierze zdeterminowaną charakterystyką klimatu. Podczas procesów wietrzenia chemicznego wapń jest wymywane z minerałów przez wody naturalne. W zależności od wietrzenia minerały wapnia tworzą następującą sekwencję: plagioklaz – augit wapniowy – amfibol wapniowy. W grupie plagioklazów odmiany bogate w wapń wietrzą szybciej niż odmiany sodowe. Jednocześnie naturalne roztwory silnie usuwające wapń zawierają znaczne ilości jonów wodorowęglanowych. Ale w glebach stref wilgotnych występuje znaczny niedobór wapnia. W skorupach wietrzejących jest go bardzo mało. Tłumaczy się to dużą mobilnością migracyjną tego pierwiastka.

W pochłaniaczu jonów z kontynentów wapń zajmuje pierwsze miejsce wśród kationów. Jest ona realizowana przez rzeki głównie w postaci zawieszonych węglanów, siarczanów i wodorowęglanów w stanie rozpuszczonym. Historia geochemiczna wapnia w oceanie jest powiązana z układem równowagi węglanowej, temperaturą wody i działalnością organizmów żywych.

Wapń jest jednym z najważniejszych pierwiastków organizmów żywych – od pierwotniaków po wyższe ssaki. Zimne wody dużych szerokości geograficznych i głębin morskich są niedosycone CaCO 3 ze względu na niskie temperatury i pH, dlatego zawarty w wodzie kwas węglowy rozpuszcza CaCO 3 z osadów dennych. Dlatego organizmy morskie żyjące na dużych szerokościach geograficznych unikają budowania swoich szkieletów z CaCO 3 . Na szerokościach równikowych ustalono obszar przesycenia CaCO 3. Występuje tu ogromny wzrost raf koralowych, a wiele żyjących tu organizmów ma masywne szkielety i muszle węglanowe.

Migracja wapnia w oceanie z udziałem organizmów żywych jest najważniejszym ogniwem jego cyklu. Zdaniem A.P. Rzeki Winogradowa rocznie przynoszą do oceanu 1*10 15 ton CaCO 3. Gdzie on poszedł? Mniej więcej taka sama ilość jest co roku zakopywana w osadach dna oceanu. Organizmy żyjące w oceanach koncentrują wapń w postaci aragonitu i kalcytu. Aragonit jest jednak niestabilny i ostatecznie zamienia się w kalcyt. W oceanie spotykamy unikalne zjawiska szybkiego wzrostu dużych kryształów w poszczególnych organizmach. W niektórych muszlach małży znajdują się kryształy kalcytu o długości ponad 7 cm, jeżowce z długimi kolcami kalcytowymi żyją w morzach tropikalnych. U wielu szkarłupni obserwuje się adaptację żywego ciała organizmów do postaci kryształów. W tym przypadku mamy do czynienia ze szczególnym rodzajem symbiozy organizmów i kryształów.

W suchym klimacie wapń łatwo wytrąca się z roztworów w postaci węglanów, tworząc w glebie warstwy chemogenicznych skał węglanowych i poziomów iluwialno-węglanowych.

Niewielka część jonów wapnia w wodzie morskiej jest wytrącana chemicznie w zamkniętych zbiornikach w warunkach parowania.

Wapń odgrywa ważną rolę w procesach glebotwórczych. Wchodzi w skład kompleksu glebochłonnego, bierze udział w reakcjach wymiany roztworu glebowego, określając pojemność buforową gleb w kwaśnym zakresie środowiska. Humaty wapnia odgrywają ważną rolę w kształtowaniu struktury gleby. Ponadto wapń aktywnie uczestniczy w procesach wytrącania półtoratlenków i manganu, często tworząc razem z tymi pierwiastkami i krzemionką brodawki.

W glebach kwaśnych, charakteryzujących się znacznym przejawem procesu wymywania, obserwuje się zjawisko biogennej akumulacji wapnia w ściółce i akumulacyjnych powierzchniowych poziomach glebowych. Należy do grupy elementów biofilnych. Dlatego wapń aktywnie uczestniczy w cyklu biologicznym. Stopień zaangażowania wapnia różni się znacznie w różnych obszarach naturalnych.

W krajobrazach rolniczych znaczna część wapnia jest usuwana wraz ze zbiorami.

Jednak zakłócenie cyklu biogeochemicznego wapnia następuje obecnie nie tylko i nie tyle w wyniku alienacji jego części z produktami rolnymi, ale także w wyniku wykorzystania skał węglanowych w budownictwie, rolnictwie (wapnowanie gleb) i przemysł metalurgiczny.

Clarke magnezowy jest gorszy od Clarke'a wapniowego i wynosi 1,87, ale rozkład magnezu jest bardzo niejednorodny. Wielkość jonu magnezu jest zbliżona do jonów żelazawego żelaza i niklu i wraz z nimi wchodzi w skład oliwinów i piroksenów, koncentrując się w zasadowych, a zwłaszcza ultrazasadowych skałach magmowych.

Jednocześnie magnez gromadzi się w oceanach i słonych jeziorach i ma zdolność migracji zbliżoną do pierwiastków takich jak sód i potas. Wynika to z dobrej rozpuszczalności chlorków i siarczanów magnezu. W odróżnieniu od innych ziem alkalicznych i metali alkalicznych, magnez ze względu na mały rozmiar jonów łatwo przedostaje się do sieci krystalicznej minerałów ilastych, tworząc wtórne glinokrzemiany magnezu.

Magnez jest pierwiastkiem biofilnym. Wchodzi w skład chlorofilu, który ulega zniszczeniu w przypadku niedoboru tego pierwiastka. Roślina reaguje na brak magnezu w glebie odpływem chlorofilu ze starych liści do młodych. Ruch odbywa się wzdłuż nerwów liści. Dlatego przez długi czas pozostają zielone, a obszary międzyżyłowe liścia żółkną. Znane są również choroby zwierzęce. Związane z niedoborem magnezu. Jednak magnez jest mniej biofilny niż wapń i potas.

W wilgotnych krajobrazach magnez, podobnie jak wapń, jest wypłukiwany z gleby, chociaż jego mobilność jest mniejsza. Niż wapń. Dzieje się tak na skutek działania kilku barier geochemicznych. Po pierwsze, magnez jest aktywnie wchłaniany przez materię żywą; po drugie, podobnie jak potas, przedostaje się do sieci krystalicznych krzemianów wtórnych i ostatecznie jest absorbowany przez koloidy ilaste i humus. Niemniej jednak znaczna część magnezu jest prowadzona wraz ze spływem ciekłym i w składzie wód gruntowych i rzecznych magnez zajmuje drugie miejsce po wapniu.

W suchych warunkach na dystrybucję magnezu wpływa wysoka rozpuszczalność jego chlorków i siarczanów. W efekcie następuje akumulacja tych soli na barierach parowania i powstawanie słonych bagien.

Magnez przedostaje się do oceanu z wietrzejących skał, a skala jego dostaw jest znacząca (szczególnie w przeszłości). Według obliczeń V.M. Goldschmidt w historii geologicznej do oceanu z kontynentów przedostało się 12,6 g magnezu na kilogram wody oceanicznej. Jednakże. Zawartość magnezu w wodzie współczesnych oceanów wynosi zaledwie 1,3 g. Wynika to z wielokrotnego udziału każdego atomu magnezu w dużym cyklu geologicznym, osadzania się dolomitów i innych skał osadowych zawierających magnez.

Migracja magnezu zmieniała się znacząco na przestrzeni historii geologicznej. Jeśli wapienie prekambryjskie zawierają do 12,6% magnezu, to współczesne zawierają tylko 1%. Tworzenie się dolomitów na otwartych morzach zakończyło się pod koniec paleozoiku. Obecnie dolomity odkładają się tylko w niektórych lagunach.

Technofilowość magnezu jest nadal znacznie niższa niż wapnia i sodu. Do początków XX wieku używano wyłącznie dolomitu i magnezytu. Dopiero od niedawna powszechnie stosuje się stopy zawierające magnez. W krajobrazach zubożonych w magnez obserwuje się jego nieznaczną kumulację w wyniku stosowania nawozów zawierających magnez i wapnowania gleb dolomitem.

Zatem ogólnie cykle biogeochemiczne wszystkich metali alkalicznych i metali ziem alkalicznych charakteryzują się otwartością globalnych cykli rocznych. W rezultacie obserwuje się intensywną akumulację tych pierwiastków w osadach Oceanu Światowego: według V.V. Dobrowolski w skałach osadowych.

Cykl biogeochemiczny krzemu.

Krzem jest drugim najpowszechniej występującym (po tlenie) pierwiastkiem chemicznym w skorupie ziemskiej. Jego Clarks w skorupie ziemskiej wynosi 29,5, w glebie - 33, w oceanie - 5x10-5. Jednak pomimo ogromnej obfitości krzemu i jego związków w przyrodzie (kwarc i krzemiany stanowią 87% litosfery), cykle biogeochemiczne krzemu (zwłaszcza na lądzie) nie zostały jeszcze dostatecznie zbadane.

Nic dziwnego, że V.I. Vernadsky uważał, że żaden organizm w biosferze nie mógłby istnieć bez krzemu, który jest niezbędny do tworzenia komórek i tkanek roślin i zwierząt oraz ich szkieletów. Żywa materia pozyskuje krzem z naturalnych wód i gleb w celu odżywiania i funkcjonowania procesów biochemicznych, następnie uwalnia go w kale i po obumieraniu. W wyniku śmierci miliardów organizmów na dnie zbiorników wodnych odkładają się ogromne masy krzemionki. W ten sposób powstaje cykl biogeochemiczny krzemu. W I. Vernadsky podkreślił, że historii krzemionki nie można zrozumieć bez zbadania wyników życiowej aktywności organizmów.

M. Strakhov udowodnił możliwość wyłącznie biogennej ekstrakcji SiO2 z wód powierzchniowych. Jednakże dopływ rozpuszczonej krzemionki do oceanu z lądu jest niewystarczający dla normalnego rozwoju fitoplanktonu. Dlatego w umiarkowanych i tropikalnych szerokościach geograficznych w oceanie organizmy o krzemionkowym szkielecie są słabo rozwinięte. Biorąc pod uwagę obecne nasycenie wody krzemionką, dla prawidłowego rozwoju fitoplanktonu i okrzemek każdy atom krzemu musi zostać wykorzystany wielokrotnie w ciągu roku (dziesiątki, a nawet setki razy). Z całkowitej masy krzemionki wytworzonej w powierzchniowej warstwie fotosyntetycznej do osadów dennych dociera nie więcej niż 0,1 części, a często jest to tylko 0,05-0,01 części. Pozostała część krzemionki ponownie staje się rozpuszczalna w wodzie. Następnie jest wychwytywany z wody przez nowe generacje okrzemek, gąbek krzemionkowych i radiolarianów. Jednakże 0,1-0,01 pozostałości szkieletów planktonu okrzemek docierających do dna prowadzi do znacznych nagromadzeń osadowych skał krzemionkowych. Ta gałąź cyklu krzemowego jest stosunkowo statyczna i nieodwracalna i w ten sposób część krzemionki jest usuwana z cyklu biogeochemicznego.

Ważniejsza dla nas jest inna, bardziej dynamiczna gałąź cyklu, która w istocie ma charakter cykliczny. Jest to krzem, który wiele razy w roku przedostaje się z organizmów fitoplanktonu do środowiska i z powrotem. Przejścia te ujawniają najważniejszą funkcję wodnego cyklu biogeochemicznego krzemu - funkcję przenoszenia masy i energii materii z powierzchni do głębszych stref Oceanu Światowego.

Drugą cechą cyklu biogeochemicznego krzemu w Oceanie Światowym jest jego nierozerwalne połączenie z węglem.

Kontynentalna gałąź cyklu krzemowego jest złożona. Migracja wody krzemionki jest ściśle powiązana z warunkami krajobrazowymi i geochemicznymi: składem roślinności i litologią osadów leżących pod spodem. Mobilność krzemionki gwałtownie wzrasta wraz ze wzrostem pH środowiska, szczególnie w zakresie zasadowym. Przy pH=10-11 stężenie krzemionki może osiągnąć 200 mg/l. Znacząco zwiększa rozpuszczalność amorficznej krzemionki i podnosi temperaturę. Siarczany, wodorowęglany i węglany magnezu i wapnia gwałtownie zmniejszają rozpuszczalność krzemionki i powodują jej wytrącanie. W warunkach silnie kwaśnego środowiska, pH = 1-2, rozpuszczalność krzemionki również znacznie wzrasta. Niektóre rośliny są koncentratorami krzemu.

Silnym mechanizmem napędzającym ten cykl jest szata roślinna lądu, w której zachodzą różne procesy powstawania minerałów organogenicznych (biolitów) zawierających krzem. W tym przypadku przez biolity rozumie się minerały powstające wewnątrz organizmu w trakcie jego życia. Ich rola w cyklu krzemowym jest niezwykle duża, ale nie została wystarczająco zbadana. Zasadniczo krzemionka inkrustuje błony komórkowe. Najwięcej biolitów krzemionki występuje w zbożach, turzycach, skrzypach, paprociach, mchach, palmach, igłach sosny, igłach świerkowych, liściach i korze wiązu, osiki i dębu. Według Parfenowa i Yariłowa zawartość krzemionki w popiele trawy pierzastej może osiągnąć 80%. W pniach bambusów spotyka się czasem formacje zbudowane z opalu, które osiągają długość do 4 cm i wagę do 16 g! Geneza kwasu krzemowego w glebie w pewnych warunkach jest bezpośrednio związana z akumulacją tego pierwiastka przez organizmy żywe. Najbardziej uderzającym przykładem jest powstawanie słodów, których kwas krzemowy nagromadził się w wyniku działania okrzemek. Podczas życia sinic, żelazo, mangan i krzemionka są „wychwytywane” wraz z powstawaniem biolitów. Stosunek procesów akumulacji i usuwania krzemionki w warunkach strefy umiarkowanej przesuwa się w stronę akumulacji. Pokrycie terenu, zwłaszcza lasów iglastych, działa jak potężny mechanizm, który pompuje masy krzemionki ze skał, gleb i wód naturalnych i zwraca je z powrotem do krajobrazu w postaci biolitów. Następnie opal biolitów zamienia się w chalcedon, a nawet w kwarc wtórny. Znaczna część kwasu krzemowego biolitów uczestniczy w aktywnej migracji w glebie i wodach gruntowych w postaci roztworów koloidalnych i prawdziwych.

W wyniku narażenia organizmów żywych (zwierząt i ludzi) na działanie aerozoli krzemionki rozwija się poważna choroba - krzemica.

Cykle biogeochemiczne glinu, żelaza i manganu

Jak już wiesz, aluminium jest jednym z trzech pierwiastków występujących najczęściej w skorupie ziemskiej. Jego Clarke ma 8,05. Żelazo zajmuje drugie miejsce po aluminium pod względem liczebności wśród metali i czwarte wśród wszystkich pierwiastków skorupy ziemskiej. Jego Clarke'a to 4,65. Zawartość manganu w skorupie ziemskiej jest znacznie niższa niż -0,1%. Te dwa pierwiastki zajmują sąsiednie miejsca w układzie okresowym pierwiastków D.I. Mendelejewa i mają podobną budowę powłok elektronicznych. Jednak mangan migruje aktywniej, ponieważ wartość pH, przy której wytrąca się jego wodorotlenek, jest wyższa niż w przypadku żelaza. Żelazo i mangan aktywnie uczestniczą w cyklu biologicznym, ponieważ są częścią wielu enzymów. Żelazo bierze udział w tworzeniu chlorofilu i jest częścią hemoglobiny. Mangan bierze udział w reakcjach redoks – oddychaniu, fotosyntezie i wchłanianiu azotu. Udział glinu w cyklu biologicznym jest ograniczony. Chociaż jest to najpowszechniejszy metal w skorupie ziemskiej, jego biofilowość jest bardzo niska, Clarke żywej materii wynosi tylko 5x10-3.

Cykle biogeochemiczne żelaza i manganu zależą w dużym stopniu od warunków wilgotnościowych, reakcji środowiskowych, stopnia napowietrzenia gleby i warunków rozkładu materii organicznej. Migracja aluminium jest mniej zależna od warunków redoks, ponieważ ma stałą wartościowość. Jednocześnie amfoteryczny charakter tego pierwiastka powoduje silną zależność jego migracji od warunków kwasowo-zasadowych środowiska: w środowisku silnie kwaśnym zachowuje się jak kation, a w środowisku silnie zasadowym zachowuje się jak anion . W obojętnych i lekko zasadowych wodach stepów i pustyń prawie nie migruje, mobilność tego metalu jest najwyższa w wodach silnie kwaśnych obszarów aktywnego wulkanizmu i stref utleniania złóż siarczków. Pod ochroną koloidów organicznych aluminium aktywnie migruje w wodach bagiennych. Jednak szybkość migracji aluminium jest na ogół znacznie niższa niż żelaza i manganu, a jego minerały są bardziej stabilne. Słaba ruchliwość glinu determinuje resztkową (w wyniku usunięcia bardziej mobilnych pierwiastków) akumulację jego wodorotlenków w wietrzejącej skorupie wilgotnych tropików i powstawanie boksytu.

Wiadomo, że związki glinu, żelaza i manganu w glebach podlegających reżimowi wymywania migrują w kierunku pionowym i tworzą poziomy iluwialne wzbogacone półtoratlenkami i manganem. Wielu badaczy udowodniło, że migracja półtoratlenków w warunkach wody ługującej zachodzi w postaci silnie zdyspergowanych zoli stabilizowanych kwaśnym humusem. W tym przypadku ważną rolę odgrywa tworzenie środowiska beztlenowego, które powoduje powstawanie związków żelaza dwuwartościowego i manganu. Decydujące znaczenie mają agresywne kwasy fulwowe, które niszczą minerały gleby i tworzą łatwo mobilne, złożone związki z glinem, żelazem i manganem.

Związki żelaza i manganu aktywnie migrują wraz z bocznym spływem wewnątrzglebowym, tworząc skupiska brodawek na bagnach. Gleby łąkowe i gliniaste, płytkie jeziora i laguny. Wskazuje to na zdolność tych związków do migracji na bardzo duże odległości. W krajobrazach akumulacyjnych opady żelaza występują w postaci węglanów żelaza, tlenków o różnym stopniu uwodnienia, a także fosforanów i humusów. Na stepach i pustyniach, w warunkach zasadowych, pierwiastki te słabo migrują.

Możliwa jest także migracja żelaza i manganu w składzie żywej materii. Po śmierci organizmów i ich mineralizacji w glebie, część tych pierwiastków zostaje w niej osadzona, a część przedostaje się do wód naturalnych. Wracając do gleby, rozpoczynają nowy cykl biogeochemiczny.

W wyniku procesów wietrzenia żelazo przedostaje się do oceanów w ogromnych ilościach. Usuwanie żelaza rzekami do oceanu następuje w różnej postaci – w postaci gruboziarnistych zawiesin fragmentów minerałów i skał zawierających żelazo w sieci krystalicznej (krzemiany, w tym minerały ilaste), w postaci koloidów zawierających żelazo w wchłoniętej w postaci hydratów, humusów i związków organicznych żelaza żelazawego.

Brak żelaza prowadzi do choroby roślin zwanej chlorozą. Jednak bezpośrednie gromadzenie się żelaza w znacznych ilościach jest charakterystyczne tylko dla kilku organizmów. Pod tym względem bakterie żelaza są wyjątkowe, ponieważ utleniają żelazo dwuwartościowe, w wyniku czego powstaje limonit. Okrzemki są w stanie absorbować żelazo z nierozpuszczalnych koloidów. Żelazo jest także spożywane przez zooplankton z czerwoną krwią (małe skorupiaki). Kiedy te organizmy umierają, a ich szczątki rozpuszczają się, pewna ilość żelaza również przechodzi do roztworu w postaci hydratów i innych form. Jako szczególny przypadek koncentracji żelaza przez organizmy można zauważyć obecność magnetytu i getytu w zębach niektórych współczesnych ślimaków.

Cykl biogeochemiczny żelaza i manganu zostaje w znacznym stopniu zakłócony przez procesy technogeniczne i pomimo znacznie wyższej zawartości żelaza w skorupie ziemskiej, technofilowość tych pierwiastków jest w przybliżeniu równa. W Noosferze aluminium odgrywa niezwykle ważną rolę, ale jego technofilowość jest prawie 100 razy mniejsza niż żelaza.

Cykle biogeochemiczne metali ciężkich.

Metale ciężkie nazywane są zwykle pierwiastkami chemicznymi o masie atomowej większej niż 50 jednostek. Pomimo stosunkowo niskiego występowania tych pierwiastków w przyrodzie, mają one ogromny wpływ na procesy biogeochemiczne zachodzące w biosferze. Ponieważ wiele z nich ma wyraźny toksyczny wpływ na organizmy żywe.

Liczne badania wykazały, że najbardziej toksycznych jest 9 pierwiastków: Cr, As, Ni, Sb, Pb, Vo, Cd, Hg, Ta. Polscy naukowcy podzielili metale ciężkie ze względu na ich potencjał zanieczyszczenia na 4 grupy. Do pierwiastków o bardzo dużym potencjale skażenia zalicza się kadm, rtęć, ołów, miedź, tal, cynę, chrom, antymon, srebro i złoto.

Bizmut i uran należą do grupy pierwiastków o dużym potencjale zanieczyszczeń. Molibden, bar, mangan, tytan, żelazo, selen, tellur. Do pierwiastków o średnim potencjale zanieczyszczenia zalicza się fluor, beryl, wanad, rubid, nikiel, kobalt, arsen, german, ind, cez i wolfram. Pierwiastkami o niskim potencjale zanieczyszczenia są stront, cyrkon, lantan, niob.

Jak widać 4 metale z pierwszej grupy (o bardzo dużym potencjale zanieczyszczeń) to ołów, rtęć, kadm i chrom

W pewnym stopniu każde duże miasto jest przyczyną występowania anomalii biogeochemicznych, także tych niebezpiecznych dla człowieka.

Powszechnie wiadomo, że akumulacja ołowiu i cynku występuje w obszarach o dużym natężeniu ruchu pojazdów, wzdłuż autostrad i w ośrodkach przemysłowych. Gleby na obszarach wiejskich zawierają 10-20 razy mniej ołowiu. Niż gleby miast. Ołów ma zdolność kumulowania się w materii organicznej gleby.

Dostępność metali ciężkich dla roślin zależy od gatunku rośliny, warunków glebowych i klimatycznych. U każdego gatunku roślin stężenie metali ciężkich może być różne w różnych częściach i narządach, a także zależeć od wieku roślin.

Czynnikami glebowymi istotnie wpływającymi na dostępność metali ciężkich dla roślin są: rozkład wielkości cząstek, odczyn środowiska glebowego, zawartość materii organicznej, zdolność wymiany kationowej oraz drenaż. Na glebach cięższych istnieje mniejsze niebezpieczeństwo ewentualnej adsorpcji nadmiaru (toksycznych) ilości metali ciężkich przez rośliny. Wraz ze wzrostem pH roztworu glebowego wzrasta prawdopodobieństwo powstania nierozpuszczalnych wodorotlenków i węglanów. Uważa się, że aby zminimalizować dostępność metali toksycznych w glebie, konieczne jest utrzymanie pH co najmniej 6,5. Metale mogą tworzyć złożone związki z materią organiczną gleby i dlatego są mniej dostępne dla roślin w glebach o dużej zawartości próchnicy. Zdolność wymienna kationów zależy głównie od zawartości i składu mineralogicznego części gliniastej gleby oraz zawartości w nich materii organicznej. Im większa jest zdolność wymienna kationów, tym większa jest zdolność retencji gleb w stosunku do metali ciężkich.

Nadmiar wody w glebie sprzyja pojawianiu się metali o niskiej wartościowości w bardziej rozpuszczalnej formie.

Priorytetowymi zanieczyszczeniami biosfery są rtęć, ołów, kadm, cynk i miedź. Wzrost ich stężenia w wodzie, glebie, powietrzu i faunie i florze jest bezpośrednim wskaźnikiem zagrożenia dla zwierząt i ludzi.