Біогеохімічний кругообіг азоту та наслідки впливу на нього антропогенної діяльності. Біогеохімічні цикли (біогеохімічні круговороти) - циклічні процеси обміну речовин між різними компонентами біосфери, зумовлені життєдіяльністю

Історія розвитку біогеохімічних циклів азоту на планеті складна та суперечлива. Азот увійшов до складу земної планети в результаті конденсації міжзоряної космічної протопланетарної речовини, яка включала азот та його різні сполуки (NO, NH 3 , HC 3 N та ін.).

Радіоактивні розігріви планети, утворення розплавленої мантії супроводжувалися виділенням газоподібних сполук азоту та накопиченням їх у первинній атмосфері, у складі якої N 2 домінує (n ·10 15 т) і в даний час. Лава, що остигає, газові фумароли вулканів продовжують постачати в біосферу азот, його оксиди, хлористий і вуглекислий амоній.

Електрохімічні розряди, фотохімічні реакції, надвисокі температури та тиск сприяли виникненню на планеті неклітинних молекулярних форм органічних азотистих сполук.

Поява вільно існуючих азотфіксуючих бактерій і бактерій гетеротрофів, ймовірно, започаткувала біогенне збагачення первинної біосфери сполуками азоту, утворення амінокислот, білків, мінеральних сполук азоту (амонійних, азотнокислих солей). Ймовірно, що біогенна фіксація азоту передувала виникненню фотосинтезу, протікала в безкисневої анаеробної обстановці далекого минулого і здійснювалася мікроорганізмами типу клостридіум. Бактерії цього й досі є найважливішими агентами фіксації азоту в анаеробних умовах.

Біологічна фіксація азоту мікроорганізмами поширена у природі значно ширше, ніж це уявлялося 20-30 років тому вони. Крім бактерій групи Rhizobium, що фіксують азот у бульбочкових утвореннях на коренях бобових рослин, широко розвинена несимбіотична (асоціативна) фіксація азоту численними гетеротрофними бактеріями та грибами (Умаров, 1983). Цей тип фіксації азоту здійснюється сотнями видів різноманітних мікроорганізмів, що проживають у ризосфері рослин, у ґрунті та на поверхні стебел та листя (філосфера).

У середньому асоціативна (несимбіотична) фіксація азоту в екосистемах становить рік 40-50 кг/га; Проте у світовій літературі є свідчення про те, що несимбіотична фіксація азоту за умов тропіків сягає 200-600 кг/га на рік (Умаров, 1983). При цьому більша частина (> 90%) маса азоту фіксується в ризосфері з використанням енергії кореневих виділень і дрібних корінців, що відмирають. Тому за наявності покриву рослинності ґрунту завжди фіксують у кілька разів більше азоту, ніж ґрунту чистої пари.

Як встановлено дослідженнями Умарова (1983), асоціативна фіксація азоту й у більшості видів трав'янистих і багатьох деревних рослин, зокрема й культурні їх форми. Високою потенційною здатністю фіксації азоту в ризосфері відрізняються лучні, чорноземні та каштанові ґрунти (90-330 кг/га), а також гірничо-лісові ґрунти Кавказу (до 180 кг/га). Тільки за вегетаційний період на полях цей вид фіксації може дати ґрунтам 30-40 кг/га додаткового азоту. Це і не дивно, оскільки азотфіксуючі мікроорганізми можуть становити від 20 до 80% їхньої загальної чисельності.

Існує явний позитивний зв'язок між процесами фіксації азоту мікроорганізмами та фотосинтезом рослин в екосистемах. Чим вище продуктивність фотосинтезу рослин, тим більше азоту фіксується у ґрунтах. Це найважливіший механізм біогеохімії азоту в біосфері та в землеробстві.

Велика в біогеохімії азоту роль синьо-зелених водоростей, численні види яких також мають здатність фіксувати азот одночасно з процесом фотосинтезу. Синьозелені водорості (Cyanophyta) збагачують азотом ґрунту, особливо зрошувані рисовники, річкові, озерні та болотні води та наноси. Але вони живуть і на поверхні голих скель або пустельних ґрунтів.

Розвиток рослинного покриву та пов'язаних із рослинами мікроорганізмів значно посилило залучення азоту атмосфери до складу біомаси. Ускладнення форм життя на планеті викликало подовження харчових ланцюгів, накопичення живої та мертвої органіки на суші та в океані. Це створило можливість тривалого існування органічних сполук азоту у біосфері та літосфері. Особливо велика у цьому роль трав'янистих рослин. Наземна та підземна частини трав'янистої рослинності щорічно споживають від 20-25 до 600-700 кг/га азоту (зазвичай коріння містить у 2-6 разів більше азоту, ніж наземна частина). При цьому сумарна біомаса зазвичай містить вуглецю в 10-50 разів більше, ніж азоту. Усе це підтверджує велику загальну роль вуглецю та азоту у створенні фітомаси (Титлянова, 1979). Але сполуки азоту легко вилуговуються з тканин рослин вологою дощів. Вступаючи в ґрунти, вони повторно споживаються рослинами.

Наскільки складні та мало ще вивчені біогенні цикли азоту, свідчать встановлені факти передачі сполук азоту від рослини до рослини (одного та різних видів) через кореневі виділення у ґрунт, а можливо, прямим контактом корінців. Цей дивовижний механізм показує, наскільки «економні» рослини в азотному харчуванні. Ймовірно, це явище існує й у біогеохімії інших елементів.

Як відомо, білковість зерна пшениці та вміст азоту зростає зі зменшенням атмосферних опадів у степах Російської рівнини. Це вже встановлено і для утримання загального азоту у біомасі трав'янистих рослин. У степових умовах вміст азоту в сухій біомасі трав сягає 2-2,6%; зі збільшенням вологості воно знижується до 1-1,5%.

Всі ці факти свідчать про величезну роль рослинного покриву (особливо трав) та мікроорганізмів у біогеохімії азоту на суші. Розвиток рослинного покриву, виникнення ґрунтоутворювального процесу (300-400 млн. років тому), формування гумусової оболонки та ґрунтового мілкозему, його знесення та накопичення у вигляді товщ осадових порід розширили процес переведення азоту атмосфери в біосферу, піднявши його вміст в останній до рівня n · 10 15 т.

У той же час необхідно підкреслити, що повернення азоту в атмосферу через денітрифікацію - настільки ж універсальний процес, як фіксація та нітрифікація. Цим процесом забезпечується глобальний кругообіг азоту на планеті.

Окисно-відновні умови всередині грунтів гетерогенні. Навіть в аерованих ґрунтах є ділянки з дефіцитом кисню, де може відбуватися денітрифікація. Велика кількість свіжої рухомої органіки і пересичення ґрунтів вологою завжди різко посилюють процеси денітрифікації після дощів, при заболочуванні, при зрошенні. Ще більш виражена денітрифікація у водних ландшафтах (болота, озера, естуарії тощо).

Цей спрямований загальнопланетарний біогеохімічний процес має поліциклічний характер. Переважна частина фіксованого в природі азоту через мікроциклічні повторні перетворення, нітрифікацію та денітрифікацію зрештою повертається у вигляді молекулярного газоподібного азоту (N 2) в атмосферу. Але в міру становлення біосфери наростали тривалість існування та розміри маси органічних та мінеральних біогенних сполук азоту на планеті. Збільшилась кількість похованих органічних опадів. Тривалість окремих мікроциклів загальноземного біогеохімічного круговороту азоту коливається в справжню епоху від малої (дні, тижні, місяці) у тканинах мікроорганізмів до значної (роки) в екосистемах трав'янистої рослинності і до великої (десятиліття, століття, тисячоліття) у деревних. Повні земні цикли азоту, що опинився в осіданнях річок, озер, морів, у горючих копалин земної кори, охоплюють час близько десятків тисячоліть, сотень тисяч і мільйонів років.

Природні біогеохімічні цикли азоту (як і вуглецю) у біосфері були «майже замкнутими», але мали характер спрямованого розширеного відтворення запасів у біосфері. Біосфера не тільки не віддавала повністю захоплені маси азоту та вуглецю, але прогресивно збільшувала їх сумарні запаси у фіксованій формі (у гумусі, торфі, в масі викопного вугілля, нафти, сланців, бітуму тощо).

Антропогенна епоха внесла помітні зміни до природних циклів азоту, що склалися. Головне, що сталося і відбувається, це (крім землеробства) поява в біосфері нового антропогенного промислового механізму фіксації мас азоту у вигляді десятків мільйонів тонн азотних добрив, а також надходження в довкілля оксидів азоту від великих мас викопних палив (теплоцентралі, транспорт, авіація) , Ракети). Техногенні джерела сполук азоту в біосфері швидко зростають, подвоюючи кожні 6-7 років. Вже у 70-80-х роках XX ст. щорічно у світі виробляється (з розрахунку на азот) 50-60 млн. т/рік азотних добрив. На початку ХХІ ст. ця величина може сягнути 100-150 млн. т/рік. Ймовірно, до цього часу техногенний надходження азоту в біосферу може зрівнятися з усіма біогенними формами його надходження або перевищити їх.

У антропогенну епоху, особливо у сучасний період, процес збагачення довкілля сполуками азоту помітно посилився. Як нами зазначалося раніше, відбувається процес техногенної азотизації навколишнього середовища, що супроводжується складним комплексом позитивних (зростання врожаїв, збільшення частки білків у харчуванні) та негативних (канцер, метогемоглобінемія, збільшення кислотності ґрунтів та атмосферних опадів) наслідків. Знищення лісів, степів (і мікоризи), заміна бобових злаками, руйнування гумусових горизонтів ґрунтів, багатих на мікрофлору, скорочення поверхні ґрунтів також викликали додаткові зміни в біогеохімії азоту в біосфері. Всі ці зміни, часто протилежного характеру, не вивчені та не оцінені кількісно. Очевидно, все ж таки намічається тенденція зменшення ролі біогенної фіксації азоту в загальному кругообігу його на планеті.

Саме на цьому тлі порушень нормального кругообігу азоту в природі мінеральні добрива ґрунтів внесли зазначені вище зміни до прибуткових статей балансу азоту та в географію його розподілу, а також підняли загальний рівень концентрації нітратів та амонійних солей у ґрунтах та водах. Але ще більш серйозним чинником порушення балансу, рівня концентрації та форм сполуки азоту в атмосфері і особливо в гідросфері та ґрунтах виявилося сучасне паливно-енергетичне та транспортне господарство.

За орієнтовними даними, емісія аміаку та різних оксидів азоту при спалюванні вугілля, нафти, мазуту, бензину, торфу, сланців і т. д. разом складає щорічно близько 200-350 млн. т у вигляді газів та аерозолів. Окислення аміаку та оксидів азоту призводить до утворення головним чином азотної кислоти та частково амонійних солей, що випадають на сушу та поверхню океану. Якщо ці цифри перебільшені навіть у два рази, все ж таки доводиться визнати, що емісія сполук азоту в атмосферу вже стала помітним компонентом у прибуткових статтях азотного циклу на нашій планеті.

У світлі цих фактів необхідно глибше зрозуміти майбутні потреби землеробства в азотних добривах, шляхи глобальної, повітряної та водної міграції сполук азоту на планеті та з'ясувати області, де переважно відбувається накопичення азотнокислих та амонійних сполук. Це тим більше необхідно, що викиди оксидів азоту в атмосферу продовжуватимуться і навіть збільшуватимуться. Вже встановлено факти випадання підкислених атмосферних вод у Канаді, Скандинавії, США, що супроводжується зниженням pH ґрунтів та місцевих вод (зазвичай під впливом спільних випадів із розведеними розчинами сірчаної кислоти). Підкислення середовища посилюватиме вивітрювання мінералів, винесення з ґрунтів кальцію, магнію та інших елементів живлення рослин, що збільшить потребу у вапнуванні полів.

Слід зазначити ще один фактор порушення нормального рівня концентрації та круговороту азоту в природі. Це відходи індустріального тваринництва та птахівництва, а також покидьки та стоки нечистот сучасних великих міст. Відходи та стоки цього походження дуже великі. У світі налічується понад 3 млрд. голів худоби, які виробляють величезну кількість відходів. Сучасні птахофабрики, підприємства індустріального тваринництва, міста створюють численні осередки аномально високого вмісту азоту та фосфору у вигляді органічних та мінеральних сполук, які локально пересичують ґрунти, струмки, річки, озера, гирла річок та естуарії. Іноді в таких ґрунтах вміст N-NO 3 досягає 400 частин на мільйон (ppm), а N-NH 4 - до 2200 ppm. На думку вчених, міські стоки, відходи тваринництва та ерозія ґрунтів відіграють не меншу, а іноді й більшу роль у забрудненні ґрунтів та вод сполуками азоту до токсичного рівня (Cooke, Williams, 1970).

Підвищення концентрації сполук азоту у природних водах є тривожним фактом. У річкових водах лісових областей помірного клімату вміст нітратів сягає 0,3-0,5 мг/л, а аридного клімату - 1,2-1,7 мг/л. У дренажних водах зрошувальних систем концентрація NO 3 зазвичай близько 5-6 мг/л, але буває і 10-15 мг/л. У ґрунтових розчинах засолених зрошуваних ґрунтів спостерігалися концентрації NO 3 до 100-300 мг/л. У ґрунтових водах іноді буває концентрація нітратів близько 10-15 і навіть 50-100 мг/л. За 25 років (1945-1970 рр.) регулярних спостережень у штаті Іллінойс вміст нітратного азоту у водах поверхневого стоку, за середніми та максимальними даними, збільшився у два-три і навіть чотири рази.

Збагачуються надмірними концентраціями нітратів як поверхневі води, а й води підземні - головне джерело постачання населення питною водою. Нітрати проникають у підземні води на глибини 10-15 м і навіть більше, викликаючи підвищення їхньої концентрації до 10-15 мг/л N, що вже явно небезпечно для людей (у перерахунку на NO 3 це становить 45-60 мг/л).

Підрахований сумарний баланс азоту на території США (Accumulation of Nitrate, 1972). Загальні надходження азоту до ґрунтів США виражаються величиною 21,0 млн. т N на рік (у тому числі з атмосферними опадами 5,6 млн. т, з мінеральними добривами 7,5 млн. т та біогенна фіксація 4,8 млн. т) . З цієї кількості близько 17 млн. т йде на виробництво продуктів харчування та текстильну сировину, а 4 млн. т не використовується.

Усі види денітрифікації (у тому числі у водному середовищі понад 10 млн. т) становлять близько 18,5 млн. т, і близько 1,5 млн. т щорічно залишається у ґрунтах та водах. Дані щодо денітрифікації тут явно перебільшені. Залишок азоту у водах і ґрунтах принаймні в два-три рази вищий. У результаті розгляду елементів сучасного біогеохімічного циклу азоту на суші намічаються наступні основні форминадходження його сполук:

• біогенна фіксація азоту в ґрунтах мікроорганізмами симбіотичного та несимбіотичного типу;
• вступ у розчини з метаболітами харчових ланцюгів, з відмерлою органічною речовиною, з продуктами мінералізації органічної речовини ґрунтів;
• надходження оксидів азоту з продуктів спалювання горючих копалин;
• внесення сполук азоту в ґрунти у вигляді органічних та мінеральних добрив;
• перенесення та накопичення нітратів при випаровуванні ґрунтових вод.

Витратні статтібалансу азоту на суші складаються з наступних основних форм:

• поглинання сполук мінерального азоту вищими та нижчими рослинами та догляд їх у харчові ланцюги екосистем;
• перехід сполук азоту до органічних форм з утворенням гумусу;
• денітрифікація та повернення в кінцевому рахунку в атмосферу більшої частини азоту в газоподібній молекулярній формі N 2 і частково у формі оксидів та аміаку;
• змив, винесення та відчуження сполук азоту з біологічних циклів у геологічні; поховання на геологічно тривалий час в осадових породах, горючих копалин чи соляних родовищах.

Якщо ви знайшли помилку, будь ласка, виділіть фрагмент тексту та натисніть Ctrl+Enter.

Кругообіг азоту, так само як і вуглецю, відбувається в атмосфері, літосфері та гідросфері. Основна маса його у формах N 2 (75,6%) та оксидів N v O, y зосереджена в атмосфері, частина розчинена у воді Світового океану. В іонній формі NH^, N0 2 , N0 3 азот присутній в органічній та неорганічній речовині.

Внаслідок своєї хімічної стабільності молекулярний азот виконує функцію інертного «розчинника» для інших газів і входить у хімічні реакції лише у жорстких умовах (високі температури, електричний розряд, УФ-випромінювання). Запаси атмосферного азоту безперервно поповнюються внаслідок циклічних процесів масообміну, що пов'язують атмосферу з поверхневим шаром грунту і океаном. У водних і ґрунтових екосистемах сполуки азоту зазнають хімічної та біологічної трансформації, що може призводити або до його накопичення, або до його втрат.

Глобальний цикл азоту дуже складний і взаємопов'язаний з кількома кругообігами (рис. 2.6). Як було сказано вище, один з кругообігів обумовлений фотохімічними реакціями в тропосфері і пов'язаний з утворенням газоподібних сполук азоту: аміаку NH 3 і оксидів N 2 0, NO, N0 2 . Пари води в результаті фотохімічних реакцій та утворення вільних радикалів з'єднуються з газоподібними оксидами NO і N0 2 утворюючи азотисту та азотну кислоти, а надалі їх солі - нітрити та нітрати.

Аміак, що є в основному продуктом біохімічних процесів, потрапляючи в атмосферу, реагує з оксидами сірки і утворює розчинний амонію гідросульфат NH 4 HS0 4 , що легко вимивається атмосферними опадами. На поверхню землі з опадами, що випадають, надходить до 10-40 млн т зв'язаного азоту на рік, 70% цієї кількості - біогенного походження. Пов'язаний азот також входить у кругообіг у результаті процесів ерозії та метаморфізму гірських порід.

Основний шлях залучення азоту в природний кругообіг - біологічний. Біологічні процеси перетворення, що протікають із залученням неорганічного азоту в процеси метаболізму, включають: азотфіксацію, асиміляцію, амоніфікацію, нітрифікацію, денітрифікацію. Біологічний кругообіг азоту є практично замкнутим циклом, що протікає в твердій і рідкій середовищах і практично не надає прямого впливу на хімічний склад атмосфери. Особливість біологічного циклу азоту - двостадійність окислювально-відновних процесів: 1) окислення амонійних катіонів до нітрит-або нітрат-іонів; 2) відновлення молекулярної форми N 2 (рис. 2.7).

Мал. 2.6.

(алеД. А. Шабанову, М.А. Кравченка, 2009)

Азотфіксація:N 2-> nh^ (NH3 T).Багато бактерій, у тому числі бульбочкових (симбіонти бобових рослин), можуть фіксувати атмосферний азот, відновлюючи його до амонійної форми. Цей процес має планетарне значення і за масштабами можна порівняти з фотосинтезом. З повітря ґрунтовими бактеріями фіксується від 40 10 6 до 200 10 6 т азоту на рік або 100-300 кг азоту на рік на 1 га ґрунту.

Асиміляція: NH3 - амінокислоти. У процесі асиміляції рослини та аміногетеротрофні мікроорганізми споживають азот, забезпечуючи біосинтез амінокислот та рослинних білків. В організмі тварин рослинні білки трансформуються у тварини.

Мал. 2.7.

(за А. Є. Кузнєцовим, Н. Б. Градовою, 2006)

Амоніфікація (гниття): білок -> NH3T.В результаті ферментативного гідролізу органічна речовина у формі білків та амінокислот розкладається під дією амоніфікуючих (гнильних) мікроорганізмів в кінцевому рахунку до аміаку та сірководню, а на проміжній стадії - до первинних або вторинних амінів (путресцин, кадаверин). Ці сполуки мають сильний неприємний запах і токсичні для людини.

Нітрифікація: NH 3 (NH 4) -> N0 2 , N0 3. Основну форму азотного живлення рослин складають нітрати, які утворюються під дією нітрифікуючих хемосинтезуючих бактерій в аеробних умовах у ґрунті. Процес окислення протікає послідовно у дві стадії: окислення до нітрит-іонів, а потім – до нітрат-іонів, тому нестача кисню зупиняє процес.

Денітрифікація: N0 3 -> N 2 .Анаеробний процес відновлення нітратних і нітритних форм до молекулярного азоту, інколи ж - до закису N 2 0 чи окису азоту NO, є завершальним етапом кругообігу азоту. Процес денітрифікації активно протікає в середовищах, збіднених киснем, - вологих або затоплених, погано аерованих ґрунтах, в евтрофних водоймах; з одного боку, він призводить до збіднення ґрунтів азотом, з іншого – перешкоджає накопиченню в атмосфері токсичних оксидів азоту.

У глобальному кругообігу азоту обсяг продукції процесів денітрифікації дещо перевищує обсяг продукції процесів азотфіксації у зв'язку зі значним надходженням до навколишнього середовища сполук азоту техногенного походження: у вигляді газоподібних продуктів згоряння палива, у вигляді солей з побутовими та промисловими стоками.

Перелічені біохімічні процеси використовуються в системах біологічної очистки стічних вод для видалення азоту зі стоків: в результаті денітрифікації у поєднанні з нітрифікацією сполуки азоту видаляються досить повно.

У системах біоремедіації природного середовища також необхідно враховувати особливості циклу азоту. Зокрема, при використанні біопрепаратів для очищення екосистем від таких сполук, як нафтопродукти та феноли, потрібний розчинний мінеральний азот для ефективної роботи мікроорганізмів-деструкторів.

• Шабанов Д. А., Кравченко М. А. Матеріали для вивчення курсу загальної екології з основами середовищ та екології людини: навчань, посібник. Харків: XI1У ім. В. Н. Каразіна,2009.
• Кузнєцов Л. Є., Градова Н. Б. Указ. тв.

Термін "біогеохімія» запропонований російським ученим В.І. Вернадським і означає галузь науки про обмін речовин між живою та неживою речовиною біосфери («біо» відноситься до живих організмів, а "гео" - до гірських пород, повітря і води). Геохімія вивчає хімічний склад Землі та міграцію елементів між різними частинами біосфери: літосферою, гідросферою та атмосферою.

Для нормального існування більшості екосистем та організмів, що їх населяють, максимальне значення мають круговороти таких елементів, як водень, вуглець, азот, сірка та фосфор, що входять до складу будь-якої живої речовини.

У кругообігах будь-яких хімічних елементів і речовин розрізняють дві частини або два «фонди»:

1) резервний фонд- велика маса речовин, що повільно рухаються в біогеохімічному циклі;

2) обмінний (рухомий) фонд- менша, але активніша маса речовини, котрій характерний швидкий обмін між живими організмами та його безпосереднім оточенням.

В цілому біогеохімічні цикли зазвичай поділяють на два основні типи:

1) кругообіг газоподібних речовин з резервним фондом в атмосфері або гідросфері (океані); 2)осадовий цикл із резервним фондом та земною корою. Резервні фонди в атмосфері та гідросфері легко доступні, тому такі кругообіги відносно стійкі. Осадові біогеохімічні цикли, як правило, менш стабільні.

Дивовижна сталість відсоткового вмісту різних хімічних елементів у компонентах екосистеми історично обумовлена ​​існуванням безперервних та збалансованих кругообігів речовин, що створює можливість для саморегуляції (гомостазу) системи та підтримки її стійкості.

Процеси новоутворення органічної речовини в ході фотосинтезу і процеси його руйнування (розпаду) визначають швидкість і збалансованість кругообігів елементів у біосфері і відбуваються тільки за рахунок сонячної енергії, що надходить ззовні. Отже, швидкість та напрямок циклічного руху елементів в екосистемі визначаються потоками енергії, що проходить через біологічну спільноту.

Узагальнена схема біогеохімічних циклів у поєднанні зі спрощеною схемою потоку енергії (рис. 10.1) показує, як односпрямований потік енергії надає руху кругообігу речовини. Привертає увагу той факт, що хімічні елементи, залучені в процес круговороту, багаторазово проходять один і той же шлях, а енергія тече лише в один бік.

На рис. 10.1. резервний фонд позначений як фонд елементів живлення, а обмінний фонд представлений темним кільцем, що йде від автотрофів до гетеротрофів і від них знову до автотрофів. Іноді резервний фонд називають недоступним, а активний обмінний фонд – доступним. Наприклад, агрономи зазвичай вимірюють родючість ґрунту, оцінюючи концентрацію у ґрунті тих форм елементів живлення, які безпосередньо доступні для рослин.

Обмінний фонд утворюється за рахунок речовин, які повертаються в кругообіг двома основними шляхами - або в результаті прижиттєвих виділень у зовнішнє середовище продуктів метаболізму тваринами та рослинами, або при руйнуванні (мінералізації) мертвої органічної речовини (детриту) мікроорганізмами.

Вплив людини на біогеохімічні кругообіги полягає в тому, що при антропогенному втручанні ці процеси можуть перестати бути замкнутими і в одних місцях боїосфери може виникнути недолік, а в інших – надлишок будь-яких речовин. Зрештою заходи щодо охорони природних ресурсів мають бути спрямовані на запобігання порушенням циклічності, тобто. збалансованості кругообігів найважливіших елементів у біосфері. Знання особливостей біогехімічних циклів – необхідна умова раціонального використання природних ресурсів та збереження природних екосистем.

Мал. 10.1. Схема біогеохімічного циклу на тлі спрощеної схеми потоку енергії:

Р G – валова первинна продукція; Р N - чиста первинна продукція (може бути спожита гетерофами в самій системі або експортована); Р - вторинна продукція, R 1 -дихання автотрофів (рослин); R 2 - дихання гетеротрофів (тварин та бактерій)

Будь-яку екосистему можна як ряду блоків, якими проходять різні речовини. У кругообігах мінеральних речовин в екосистемі, як правило, беруть участь три активні блоки: живі організми, мертвий органічний детріт, доступні неорганічні речовини в середовищі.

Розглянемо біогеохімічні цикли азоту, фосфору та сірки. Біогеохімічний цикл азоту (біогенного елемента, що входить до складу білків та нуклеїнових кислот) може бути прикладом дуже складного добре збалансованого циклу газоподібної речовини. Біогеохімічний цикл фосфору - осадовий цикл з менш досконалою регуляцією кругообігу фосфору.

Біогеохімічний кругообіг сірки служить прикладом функціонального зв'язку між атмосферою, водою і земною корою, оскільки сірка активно циркулює в кожному з цих «резервуарів» і між ними. У круговоротах азоту і сірки ключову роль відіграють мікроорганізми.

Кругообіг азоту, Що включає як газову, так і мінеральну фазу, незважаючи на велику кількість організмів, що беруть у ньому, забезпечує швидку циркуляцію азоту в різних екосистемах (рис. 10.2).

Мал. 10.2. Схема кругообігу азоту (сірий прямокутник – резервний фонд азоту)

Основне джерело та резервуар азоту - атмосфера, маса якої на 79% складається з цього елемента. Участь живих організмів у кругообігу азоту підпорядкована суворій ієрархії: лише певні види мікроорганізмів (бактерій) здійснюють біохімічні процеси трансформації сполук азоту на окремих ключових етапах цього циклу.

Більшість організмів, що мешкають у біосфері, безпосередньо не можуть використовувати газоподібний молекулярний азот (N 2 ). Рослини засвоюють азот лише у складі нітрат - іонів (NО 3 -) або іонів амонію (NH 4+). Нітрати утворюються в основному внаслідок життєдіяльності мікроорганізмів. азотфіксаторів, до яких належать симбіотичні бактерії роду Rhizobium,бактерії роду, що живуть у бульбах на корінні бобових рослин Azotobacter,мешкають у грунті; та ціанобактерії (синьо-зелені). Всі мікроорганізми - азотофіксатори здатні фіксувати атмосферний азот завдяки дуже складному обміну речовин, що включає як каталізаторів молібден і гемоглобін. Симбіотичні мікроорганізми-азотофіксатори проникають у тканини кореневої системи бобових рослин. Рослини забезпечують симбіотичних бактерій місцем проживання і їжею (цукровами), а ті постачають рослині органічний азот, який вони синтезують із газоподібного азоту. Вільно живуть не симбіотичні мікроорганізми - азотофіксатори ( Azotobacterв ціанобактерії) також засвоюють газоподібний азот та переводять його в органічну форму. При цьому азот включається в білкові молекули, що синтезуються. Після відмирання азотофіксуючих бактерій та мінералізації органічної речовини азот у нітратній формі (NO 3 -) збагачує ґрунт.

Тварини можуть поглинати азот лише у складі органічних речовин рослинного чи тваринного походження. За типовими харчовими ланцюгами (рослини – травоїдні – хижаки) органічний азот передається від мікроорганізмів – азотофіксаторів рослинам та всім іншим організмам екосистеми. У ґрунтах відбуваються процеси амоніфікації(утворення іонів амонію) та нітрифікації(Утворення нітрат - іонів), що складаються з ряду послідовних реакцій, в ході яких за участю різних груп мікроорганізмів відбувається руйнування мертвої органічної речовини.

Молекулярний азот повертається в атмосферу та біогеохімічний цикл азоту замикається в процесі життєдіяльності бактерій. денітрифікаторівроду Pseudomonas,що відновлюють нітрати до вільного азоту та кисню в безкисневих (анаеробних) умовах.

Нітрати постійно утворюються із молекулярного азоту в невеликих кількостях без участі мікроорганізмів-азотфіксаторів при електричних грозових розрядах в атмосфері. Потім ці нітрати випадають із дощами на поверхню ґрунту. Ще одним джерелом надходження атмосферного азоту в біогеохімічний цикл -вулкани, що компенсують втрати азоту, вимкненого з кругообігу при осадженні його на дно океанів.

Для того щоб зіставити масштаби різних процесів надходження атмосферного азоту в біогеохімічний цикл, необхідно мати на увазі наступне: середньорічне надходження нітратного азоту абіотичного походження (грозові розряди) з атмосфери в ґрунт не перевищує 10 кг/га, вільні мікроорганізми- азотофіксатори вносять до га, тоді як симбіотичні азотофіксуючі бактерії Rhizobiumу середньому продукують до 200 кг/га.

Переважна частина азоту, що міститься в органічній речовині, переробляється бактеріями, що денітрифікують, в газоподібний азот (N 2) і знову повертається в атмосферу. Лише близько 10% мінерального азоту поглинається з ґрунту вищими рослинами і виявляється у розпорядженні багатоклітинних організмів.

Кругообіг фосфору.Фосфор входить до складу багатих на енергію органічних речовин - аденознітрифосфату (АТФ) і аденозиндифосфату (АДФ), які є переносниками та акумуляторами енергії в клітинах рослин і тварин. Основним джерелом фосфору для рослин є фосфат-іони (РО 4 -). Рослини поглинають фосфат-іони з довкілля (ґрунту або води) і в процесі біосинтезу включають фосфор до складу органічних речовин, що утворюють біомасу рослин. Тварини, поїдаючи рослини, одержують фосфор в органічній формі. Таким чином, переводячи фосфор з мінеральної форми в органічну рослини роблять його доступним для тварин. Кругообіг фосфору в біосфері пов'язаний з процесами обміну речовин у рослинах та тваринах. Цей важливий біогенний елемент, вміст якого наземних частинах рослин та водоростях варіює від 0.01 до 0,1%, а у тварин від 0.1 % до кількох відсотків, у процесі циркуляції поступово переходить із органічних сполук у фосфати, які знову можуть використовуватися рослинами (рис 10.3 ).

Мал. 10.3.Схема кругообігу фосфору (сірий прямокутник - резервний фонд фосфору)

Якщо порівняти вміст фосфору в живій та неживій речовині біосфери, то виявиться, що диспропорція дуже велика. Тому фосфор належить до найбільш дефіцитних біогенних макроелементів, що визначають розвиток життя.

Природний біогеохімічний кругообіг фосфору в біосфері не збалансований. Основні запаси фосфору містяться в гірських породах (апатити, фосфорити), з яких у процесі вилуговування водорозчинні фосфати (РО 4 3-) потрапляють у наземні та водні екосистеми. Потрапляючи в екосистеми суші, фосфор поглинається рослинами з водного розчину як неорганічного фосфат - іона (РО 4 3-) і входить у склад різних фосфорорганічних сполук. По харчових ланцюгах фосфоровмісна органічна речовина переходить від рослин до інших організмів екосистеми. Хімічно пов'язаний фосфор потрапляє із залишками рослин і тварин у ґрунт, де піддається впливу мікроорганізмів та перетворюється на мінеральні сполуки фосфору, доступні рослинам у ході фотосинтезу. Винос фосфатів з наземних екосистем до континентальних водойм збагачує останні фосфором. Річковий стік щорічно виносить до Світового океану близько 2 млн. т фосфору.

У морських екосистемах мінеральний фосфор перетворюється на склад фітопланктону, що є їжею іншим організмам моря, і накопичується у тканинах морських тварин, наприклад, риб. Частина органічних сполук фосфору мігрує харчовими ланцюгами в межах невеликих глибин, інша частина опускається на великі глибини в процесі осадження мертвої органічної речовини. Відмерлі залишки організмів призводять до накопичення фосфору на різних глибинах. Звідси випливає, що фосфор, потрапляючи до водойм тим чи іншим шляхом, насичує, а нерідко і перенасичує їх екосистеми. Зворотний рух фосфору зі Світового океану на сушу і наземні водойми обмежено (вилов риб та інших організмів людиною) і не компенсує винесення фосфору з суші. І лише у значних часових інтервалах, коли у процесі тектонічного руху земної кори дно океанів стає сушею, відбувається замикання цього біогеохімічного циклу.

Кругообіг сірки. Існують численні газоподібні сполуки сірки, наприклад сірководень (H 2 S) та сірчистий ангідрид (SO 3).

Однак переважна частина круговороту цього елемента має осадову природу і відбувається у ґрунті та воді.

Детальна схема кругообігу сірки наведена на рис. 10.4.

Рис. 10.4.Схема кругообігу сірки

Основне джерело сірки, доступне живим організмам, - сульфати (SO 4 2-). Багато сульфатів розчиняються у воді, і це визначає доступність неорганічної сірки для рослин, так як багато елементів (у тому числі і сірка) можуть надходити в живі організми тільки в розчиненому вигляді. Рослини, поглинаючи сульфати, відновлюють їх і виробляють незамінні сірковмісні амінокислоти (метіонін, цистеїн, цистин), що відіграють важливу роль у створенні третинної (просторової) структури білків. Тварини та мікроорганізми, споживаючи рослинну біомасу в їжу, засвоюють сірковмісні органічні сполуки.

При розкладанні мертвої органічної речовини (опале листя, загиблі організми, продукти виділення) гетеротрофними бактеріями сірка знову переходить у неорганічну форму (переважно у вигляді сірководню H 2 S). Деякі бактерії можуть виробляти сірководень з сульфатів анаеробних(Безкисневих) умовах. Інша нечисленна група бактерій може відновлювати сірководень до елементарної сірки (S).

З іншого боку, існують бактерії, які знову окислюють сірководень до сульфатів, завдяки чому знову збільшується запас сірки в доступній для рослин формі. Подібні бактерії називаються хемосинтезуючими, оскільки вони синтезують органічні речовини з допомогою енергії окислення простих хімічних речовин (у разі сірководню). Цією обставиною вони від фотосинтезирующих організмів, створюють органічні речовини з допомогою енергії світла.

Остання фаза кругообігу сірки повністю осадова (що проходить в осадових породах). Вона характеризується випаданням осад цього елемента в анаеробних умовах у присутності заліза. Таким чином, процес закінчується повільним та поступовим накопиченням сірки в глибоко лежачих осадових породах.

У цілому нині екосистемі, проти азотом і фосфором, потрібно значно менше сірки. Тому сірка рідше є лімітуючим чинником у розвиток рослин та тварин. Водночас кругообіг сірки відноситься до ключових у загальному процесі створення розкладання органічної речовини біомаси в біосфері. Наприклад, при утворенні в осадах сульфідів заліза фосфор з нерозчинної форми перетворюється на розчинну і стає доступним для фотосинтезирующих організмів. Це служить наочним підтвердженням того, що один кругообіг пов'язаний з іншим і регулюється ним.

Кругообіг вуглецю. Вуглець як найважливіший структурний елемент входить до складу будь-якої органічної речовини, тому його кругообіг багато в чому визначає інтенсивність утворення та руйнування органічної речовини в різних частинах біосфери. У природі вуглець існує у двох найбільш поширених мінеральних формах - у вигляді карбонатів (вапняків) та у вигляді рухомої форми вуглекислого газу (yглекислоти, 2). У біохімічному кругообігу вуглецю атмосферний фонд вуглекислого газу відносно невеликий (711 млрд. т) порівняно із запасами вуглецю в океанах (39000 млрд. т), у викопному паливі (12000 млрд. т) та наземних екосистемах (3100 млрд. т).

Приблизно 93% вуглекислого газу знаходиться в океані, який здатний утримувати набагато більше цієї хімічної сполуки, ніж інші резервуари. Більшість вуглекислоти, що надходить з атмосфери в поверхневі шари морської води, взаємодіє з водою з утворенням вугільної кислоти та продуктів її дисоціації. Таким чином, в океані постійно існує карбонатна система- сума всіх неорганічних розчинених сполук вуглецю (вуглекислий газ 2, вугільна кислота Н 2 3 і продукти її дисоціації).

Всі ці сполуки пов'язані між собою і можуть перетворюватися одна на одну в процесі хімічних реакцій за зміни умов навколишнього середовища. Наприклад, у разі збільшення кислотності води (при низьких значеннях рН) молекули вугільної кислоти розпадаються на воду Н 2 Про і вуглекислий газ СО 2 при цьому останній може видалятися з океану в атмосферу. Лужні умови, навпаки, сприяють утворенню карбонат-іонів (СОз 2-), важкорозчинних карбонатів кальцію (СаСО 3) та магнію (MgCO 3), які у вигляді осаду опускаються на дно і на якийсь час виводять вуглець із кругообігу в океані.

Як видно із рис. 10.5, що міститься в атмосфері або гідросфері вуглець (у вигляді вуглекислого газу 2) в процесі фотосинтезу включається в органічну речовину рослин і далі по харчовому ланцюгу потрапляє в організми тварин і мікроорганізми. Зворотний процес переходу вуглецю з органічної форми в мінеральну відбувається під час дихання всіх організмів тварин і рослин (окислення органічної речовини до вуглекислого газу (СО2) та води (Н2О)). Процес вивільнення вуглекислого газу з органічної речовини відбувається не відразу, а поступово частинами на кожному трофічному рівні. У грунті часто біогеохімічний цикл вуглецю сповільнюється, оскільки органічні речовини мінералізуються в повному обсязі, а трансформуються в органічні комплекси - гумус.

Особливість функціонування наземних екосистем - значне та відносно довготривале накопичення органічної форми вуглецю в біомасі рослин та тварин, а також у гумусі. Таким чином, біомаса наземних екосистем також може розглядатись як значний запас вуглецю в біосфері.

Мал. 10.5.Схема кругообігу вуглецю (сірі прямокутники - резервні фонди вуглецю)

Океанічна гілка біогеохімічного циклу вуглецю має свої особливості, які, враховуючи значний обсяг вуглецю, що міститься у воді, визначають важливу роль Світового океану в кругообігу даного елемента. У водному середовищі, на відміну від наземних екосистем, основними фотосинтезуючими організмами є одноклітинні мікроскопічні водорості, що ширяють у водній товщі (фітопланктон).

Життєдіяльність організмів фітопланктону досить активна та супроводжується як накопиченням органічного вуглецю у вигляді біомаси, так і виділенням розчиненого органічного вуглецю. Тварини та бактерії споживають ці органічні форми вуглецю.

Особливістю функціонування водної екосистеми є швидкий перехід органічних форм вуглецю харчовим ланцюгом від одних організмів до інших. На відміну від наземних екосистем, у океані не утворюються значні запаси органічного вуглецю в біомасі живих організмів. Більшість органічного вуглецю в гідросфері знову споживається і зрештою окислюється до мінеральної форми - вуглекислого газу (СО 2). Інша частина мертвої органічної речовини (детрит) під дією сили тяжіння осідає в глибокі шари водної товщі і відкладається на дні, де може тривалий час зберігатися у вигляді органічних опадів.

Невелика частина органічної речовини і вуглецю, що міститься в ньому, за термінологією В.І. Вернадського, вислизає від круговороту і «іде в геологію» - у відкладення у вигляді торфу, вугілля, нафти та вапняку у водних екосистемах.

Сучасний баланс вуглекислого газу атмосфері представлений у табл. 10.1.

Таблиця 10.1

Щорічний баланс СО 2 в атмосфері

Джерело: Тарко О.М. Стійкість біосферних процесів та принципів Ле Шательє // Доповіді РАН. 1995. Т. 343. № 3. С. 123.

Отже, близько 6,41 млрд. т вуглекислого газу, щорічно викидаються промисловістю, 3,3 млрд. т, тобто. понад 50% залишається і в атмосфері. За останні 150 років це призвело до збільшення вмісту вуглекислоти в атмосфері більш ніж на 25% і викликало стимуляцію парникового ефекту. У свою чергу, зміна кліматичного режиму Землі може призвести і вже призводить до глобальної зміни клімату.

Загалом у біосфері у постійному кругообігу знаходиться близько 0,2% мобільного запасу вуглецю. Вуглець біомаси оновлюється за 12 років, атмосфери - за 8 років, що підтверджує високу збалансованість біогеохімічного циклу вуглецю.

Контрольні питання та завдання.

1. Що називається біогеохімічними циклами та як вони пов'язані з екосистемами?

2. Охарактеризуйте резервний та обмінний фонд у кругообігу хімічних елементів.

3. Вкажіть блоки екосистем, якими проходять біогеохімічні цикли елементів.

4. У кругообігу яких біогенних елементів ключова роль належить мікроорганізмам?

5. Для яких елементів атмосфера є резервним фондом?

ЕКОЛОГІЯ ПОПУЛЯЦІЙ

Кожен біологічний вид, що існує у природі, - це складний комплекс внутрішньовидових груп організмів з однотипними рисами будови, фізіологією та способом життя. Такими внутрішньовидовими групами є популяції.

Населення - група організмів одного виду, здатна підтримувати свою чисельність тривалий час, що займає певний простір і функціонує як частина біотичного співтовариства екосистеми

Біотичне співтовариство є сукупність популяцій організмів різних видів, що функціонують як цілісна система у певному фізико-географічному просторі довкілля.

Пристосувальні можливості у популяції значно вищі, ніж у її індивідів. Популяція як біологічна одиниця має певну структуру та функції.

Населення має біологічними властивостями, властивими як популяції загалом, і складовим її організмам, і груповими властивостями, що виявляються лише у цілій групі. До біологічних властивостей популяції відносяться, зокрема, зростання та участь у кругообігу речовин. На відміну від біологічних, групові властивості: народжуваність, смертність, вікова структура, розподіл у просторі, генетична пристосованість та репродуктивна безперервність (тобто ймовірність залишення нащадків протягом тривалого періоду часу) – можуть характеризувати лише популяцію загалом.

Нижче наведено основні показники популяції.

Щільність популяції- це чисельність населення, віднесена до одиниці простору. Її зазвичай вимірюють і виражають кількістю організмів (чисельність популяції) або сумарною біомасою організмів (біомасою популяції) на одиницю площі або об'єму, наприклад, 500 дерев на 1 га, 5 млн. мікроводоростей на 1 м 3 води або 200 кг риби на 1 га поверхні водойми. .

Іноді буває важливо розрізнити питому, або екологічну щільність(чисельність чи біомасу на одиницю населеного простору, т. е. фактично доступного організмів конкретної популяції) і середню щільність(величину популяції, віднесену до одиниці простору в географічних межах проживання популяції). Наприклад, середня густина лісових жаб - це їх чисельність, віднесена до площі лісового масиву. Однак ці тварини мешкають лише у заболочених ділянках лісу, площі яких враховуються при розрахунку питомої густини популяції.

Щільність популяції перестав бути постійної величиною - вона змінюється з часом залежно та умовами проживання, сезону року тощо. буд. Розподіл організмів у просторі, займаному населенням, то, можливо випадковим, рівномірним і груповим. Найчастіше в природі зустрічаються різного роду скупчення організмів одного виду (груповий розподіл: сімейні групи та зграї у тварин, групові чагарники у рослин).

Найбільш повне уявлення про щільність популяції дає комплексне використання показників: чисельність особин добре характеризує їхню середню віддаленість один від одного; біомаса – концентрацію живої речовини; калорійність – кількість пов'язаної в організмах енергії. Як правило, густина популяції рослин вище, ніж густина популяції травоїдних тварин на тій же території. Чим більші організми, тим більше їх біомаса.

Щільність - одне з найважливіших якостей популяції. Від щільності популяції залежить дихання, харчування, розмноження та інші функції окремих організмів популяції. Надмірна щільність популяції погіршує умови її існування, знижуючи забезпеченість організмів їжею, водою, життєвим простором тощо. буд. Негативно впливає існування популяції і недостатня її щільність, яка утруднює вибір особин протилежної статі, захист популяції від хижаків тощо. (Див. докладніше про масові та групові ефекти в лекції 6).

Існує ряд механізмів підтримки щільності популяцій потрібному рівні. Головний з них - саморегуляція чисельності популяції за принципом зворотного зв'язку з кількістю та обмеженими життєвими ресурсами, зокрема, їжею. Так, коли їжі стає менше, зростання особин сповільнюється, смертність зростає, статева зрілість (тобто здатність до розмноження) настає пізніше, і в результаті чисельність популяції та її щільність знижується. Поліпшення умов існування супроводжується змінами протилежного характеру, і щільність популяції зростає до певної межі. Чисельність популяції може коливатися внаслідок міграції, зміни поколінь, появи нових особин (завдяки народженню та вселенню з інших популяцій) чи результаті загибелі. Вивчення динаміки чисельності популяції дуже важливо задля прогнозування спалахів чисельності організмів шкідників чи промислових тварин.

Чисельність популяції визначається переважно двома протилежними явищами - народжуваністюі смертністю.

Народжуваність- Це здатність популяції до збільшення чисельності. Вона характеризує появу світ нових організмів у процесі: народження у тварин, проростання насіння в рослин, утворення нових клітин у результаті поділу у мікроорганізмів. Загальна кількість нових молодих особин (), що з'явилися в популяції за одиницю часу (Δt), називають абсолютною (загальною) народжуваністю. Для порівняння народжуваності різних популяцій використовують поняття питомої народжуваності(b), вираженої числом нових особин на одну особину в одиницю часу:

Так, для популяцій людини як показник питомої народжуваності використовують кількість новонароджених дітей, що народилися за 1 рік на 1 тис. населення.

Максимальна (потенційна) народжуваність- це теоретичний максимум швидкості появи нових особин в ідеальних умовах (коли швидкість розмноження не знижується під дією екологічних факторів, що лімітують). Максимальна народжуваність - величина стала для цієї популяції. У реальних (природних) умовах існування популяції рівень народжуваності визначається різними чинниками середовища, які обмежують швидкість появи нових особин. Тож оцінки динаміки чисельності популяції використовують поняття екологічної (реалізованої) народжуваності, Що представляє збільшення числа особин у популяції в конкретних умовах довкілля. Екологічна народжуваність - величина непостійна і сильно варіює залежно від щільності популяції та умов довкілля.

Відмінність між максимальною та реалізованою народжуваністю можна проілюструвати наступним прикладом. У дослідах з борошняним хрущаком ці жучки відклали 12 000 яєць (максимальна народжуваність), з яких вилупилися лише 773 личинки (або 6%) - величина реалізованої народжуваності. Загалом, для біологічних видів, яким не властива турбота про потомство (наприклад, багато комах, риб, земноводних), характерна висока потенційна народжуваність і низька реалізована народжуваність.

Смертність- кількість особин у популяції, загиблих за певний період. Поняття смертності протилежне поняттю народжуваності. Загальна кількість загиблих особин (ΔN) за одиницю часу (Δt) називається абсолютною (загальною) смертністю.Смертність можна виразити числом особин загиблих в одиницю часу для однієї особини - питома смертність(d):

Екологічна (реалізована) смертність - кількість загиблих особин у конкретних природних умовах. Як і екологічна народжуваність, вона постійна і залежить чи особливостей довкілля. Теоретична мінімальна смертність- величина постійна, що характеризує загибель особин (від старості) в ідеальних умовах середовища (тобто відсутність лімітуючого впливу факторів довкілля). У конкретних умовах швидкість зменшення кількості популяції визначається загибеллю від хижаків, корисних і старості.

Часто в описах динаміки чисельності популяції використовують поняття виживання,тобто величини, зворотної смертності. Якщо смертність d, то величина виживання 1 - d.

Як і народжуваність, смертність та. відповідно, виживання у багатьох організмів значною мірою варіюють із віком. У зв'язку з цим велике значення має визначення питомої смертності різних вікових груп, оскільки це дозволяє екологам з'ясувати механізми, що визначають загальну смертність у популяції. Тривалість життя особин популяції можна оцінити, використовуючи криві виживання(рис. 11.1) Відкладаючи по осі абсцис вік особини як відсоток від загальної тривалості життя, а по осі ординат - число особин, що дожили до конкретного віку, можна порівняти криві виживання для видів, тривалість життя особин яких значно відрізняється.

Рис. 11.1. Типи кривих виживання; 1 – дрозофіла; 2 – людина; 3 - прісноводна гідра; 4 – устриця.

Криві виживання поділяються на три загальні типи (див. рис. 11.1)

Перший тип (опуклі криві 1 і 2) характерний для таких видів у популяції яких найбільша смертність припадає на кінець життя, тобто смертність майже до кінця життєвого циклу залишається низькою і різко підвищується тільки у старих особин. Більшість особин однієї популяції мають приблизно однакову тривалість життя, наприклад великі тварини.

Інший крайній варіант (сильногнута крива 4) відповідає високій смертності на ранніх стадіях життєвого циклу та підвищенню виживання більш дорослих стадій. Цей тип смертності властивий більшості рослин та тварин. Максимальна швидкість загибелі характерна для личинкової фази розвитку або молодому віці у тварин, а також у багатьох рослин у стадії проростання насіння і сходів. При досягненні дорослого стану організми стають більш стійкими до несприятливих впливів екологічних факторів, та їх смертність значно знижується (і збільшується виживання). Так, при розвитку личинкових стадій риб до статевозрілого стану дорослих особин, доживає, як правило, не більше 1...2 % загальної кількості виметаних ікринок. У комах до статевозрілого стану доживає ще менше: від 0,3 до 0,5% від загальної кількості відкладених яєць.

До проміжного типу (лінія 3) відносяться криві виживання для тих видів, у яких питома виживання для кожної вікової групи більш-менш однакова (прісноводна гідра). Ймовірно, у природі майже немає популяцій, у яких виживання постійна протягом усього життєвого циклу.

Форма кривої виживання пов'язана зі ступенем турботи про потомство та іншими способами захисту молоді. Так, криві виживання бджіл і дроздів (які дбають про потомство) значно менші увігнуті, ніж у коників і сардин (які не дбають про потомство).

Вікова структура популяції- це співвідношення у популяції особин різного віку.

Віковий склад є важливою характеристикою популяції, яка впливає як на народжуваність, так і смертність. Більшість популяцій у природі складається з особин різного віку та статі.

Спрощено у популяції можна назвати три екологічні вікові групи:

передрепродуктивна- молоді особини, які ще не досягли статевої зрілості, тобто не здатні брати участь у розмноженні;

репродуктивна- статевозрілі особини, здатні брати участь у розмноженні;

пострепродуктивна- Старі особини, що втратили здатність брати участь у розмноженні.

Ставлення цих вікових груп до загальної тривалості життя у популяції сильно варіює у різних видів. На кількісне співвідношення різних вікових груп у популяції впливають загальна тривалість життя, час досягнення статевої зрілості, інтенсивність розмноження, смертність у різному віці. У свою чергу співвідношення різних вікових груп у популяції визначає її здатність до розмноження в даний момент і показує, чого очікується в майбутньому. Зміна співвідношення чисельності основних вікових груп у популяціях графічно зображується як вікових пірамід (рис. 11.2). У популяції, що швидко зростає, значну частку становлять молоді особини (рис. 11.2, а) популяції, чисельність якої не змінюється з часом, віковий склад більш рівномірний (рис. 11.2, б), а в популяції, чисельність якої знижується, буде збільшуватися частка старих особин ( рис. 11.2, в).

Мал. 11.2. Три типи вікових пірамід, що характеризують популяції

з високою ( а), помірною ( б) та малої ( в) відносною чисельністю

молодих особин (у % від кількості популяції):

1 - передрепродуктивна, 2 - репродуктивна, 3 - Пострепродуктивна вікова група

Зростання популяції та криві зростання. Якщо народжуваність у популяції перевищує смертність, спостерігається зростання чисельності популяції.

Кожній популяції та кожному виду загалом властивий біотичний потенціал- максимальна теоретично можлива швидкість зростання ( r) популяції, що є різницею між питомою народжуваністю ( b) та питомою смертністю ( d):

r = b-d.

Збільшення чисельності популяції можна описати кривими зростаннядвох основних типів - J-подібної кривої (експоненційне зростання) та S-подібної кривої (загасаючий ріст).

Експонентне зростанняЧисельності популяції характеризується J-подібною кривою зростання та відбувається коли харчові просторові та інші важливі життєві ресурси популяції перебувають у надлишку, а смертність із зростанням чисельності особин не збільшується (рис. 11.3).

Рівняння J-подібної кривої зростання має вигляд

де N – чисельність популяції; t-час; r – константа швидкості зростання чисельності популяції, пов'язана з максимальною швидкістю розмноження особини даного виду (біотичний потенціал).

Тема 3.5. БІОГЕОХІМІЧНІ ЦИКЛИ ВАЖЛИВИХ ХІМІЧНИХ ЕЛЕМЕНТІВ:
Вуглецю, кисню, азоту, сірки, фосфору, калію, кальцію,
КРЕМНЕЗЕМА, АЛЮМІНІЮ, ЗАЛІЗУ, МАРГАНЦЮ ТА ВАЖКИХ МЕТАЛІВ

Давайте хоча б загалом познайомимося з біогеохімічними циклами таких важливих для біосфери елементів як вуглець, кисень, азот, сірка, фосфор, калій, кальцій, а також дуже поширених у природі елементів, таких як кремній, алюміній та залізо.

Біогеохімічний цикл вуглецю.

Вміст вуглецю в атмосфері Землі становить 0,046% у формі двоокису вуглецю та 0,00012% у формі метану. Середнє його вміст у земній корі – 0,35%, а живому речовині – близько 18% (Виноградов, 1964). З вуглецем тісно пов'язаний процес виникнення та розвитку біосфери, т.к. саме вуглець є основою білкового життя нашій планеті, тобто. вуглець є найважливішим хімічним компонентом живої речовини. Саме цей хімічний елемент завдяки своїй здатності утворювати міцні зв'язки між своїми атомами є основою всіх органічних сполук.

Індекс біогенного збагачення ґрунтів по відношенню до земної кори, а рослин по відношенню до ґрунтів становить для вуглецю 100 і 1000 відповідно (Ковда, 1985).

Основним резервуаром вуглецю у біосфері, з якого цей елемент запозичується живими організмами для синтезу органічної речовини, є атмосфера. Вуглець міститься в ній, головним чином, у формі діоксиду 2 . Невелика частка атмосферного вуглецю входить до складу інших газів - СО та різних вуглеводнів, в основному метану СН 4 . Але вони в кисневій атмосфері нестійкі, і вступають у хімічні взаємодії з утворенням, зрештою, того ж СО 2 .

З атмосфери вуглець засвоюється автотрофними організмами-продуцентами (рослинами, бактеріями, ціанобіонтами) у процесі фотосинтезу, у результаті якого, з урахуванням взаємодії з водою, формуються органічні сполуки – вуглеводи. Далі, в результаті процесів метаболізму, за участю речовин, що надходять з водними розчинами, в організмах синтезуються і складніші органічні речовини. Вони не тільки використовуються для формування рослинних тканин, але також є джерелом харчування для організмів, що займають чергові ланки трофічної піраміди - консументів. Таким чином, за трофічними ланцюгами, вуглець перетворюється на організми різних тварин.

Повернення вуглецю в довкілля відбувається двома шляхами. По-перше – у процесі дихання. Суть процесів дихання полягає у використанні організмами окисних хімічних реакцій, що дають енергію для фізіологічних процесів. Окислення органічних сполук, котрій використовується атмосферний чи розчинений у питній воді кисень, має результатом розкладання складних органічних сполук із заснуванням СО 2 і Н 2 Про. У результаті вуглець у складі СО 2 повертається в атмосферу, і одна гілка кругообігу замикається.

Другий шлях повернення вуглецю – розкладання органічної речовини. В умовах біосфери процес цей в основному протікає в кисневому середовищі, і кінцевими продуктами розкладання є ті ж СО 2 і Н 2 О. Але більшість вуглекислого газу при цьому не надходить прямо в атмосферу. Вуглець, що вивільняється при розкладанні органічної речовини, в основному залишається в розчиненій формі в ґрунтових, ґрунтових та поверхневих водах. Або у вигляді розчиненого вуглекислого газу, або ж у складі розчинених карбонатних сполук – у формі іонів НСО 3 - або 3 2- . Він може після більш менш тривалої міграції частково повертатися в атмосферу, але більша або менша його частка завжди осаджується у вигляді карбонатних солей і зв'язується в складі літосфери.

Частина атмосферного вуглецю безпосередньо надходить із атмосфери в гідросферу, розчиняючись у питній воді. Головним чином, вуглекислий газ поглинається з атмосфери, розчиняючись у водах Світового океану. Сюди надходить і частина вуглецю, у тих чи інших формах розчиненого у водах суші. СО 2 , Розчинений в морській воді, використовується морськими організмами на створення карбонатного скелета (раковини, коралові будівлі, панцирі голкошкірих і т.д.). Він входить до складу пластів карбонатних порід біогенного походження, і на більш менш тривалий час «випадає» з біосферного круговороту.

У безкисневих середовищах розкладання органічної речовини також йде з формуванням як кінцевий продукт вуглекислого газу. Тут окислення протікає рахунок кисню, запозиченого з мінеральних речовин бактеріями-хемосинтетиками. Але процес у умовах йде повільніше, і розкладання органічного речовини зазвичай є неповним. В результаті істотна частина вуглецю залишається в складі не до кінця органічної речовини, що розклалася, і накопичується в товщі земної кори в бітумінозних мулах, торфовищах, вугіллі.

Охоронці вуглецю – це жива біомаса, гумус, вапняки та каустобіоліти. Природними джерелами вуглекислого газу, крім вулканічних ексгаляцій, є процеси розкладання органічної речовини, дихання тварин і рослин, окислення органічних речовин у ґрунті та інших природних середовищах. Техногенна вуглекислота становить 20х10 9 т, що поки що набагато менше, ніж природне її надходження в атмосферу. За мільярди років з появи життя Землі весь вуглець атмосфери і гідросфери неодноразово пройшов через живі організми. Протягом 304 років живі організми засвоюють стільки вуглецю, скільки його міститься в атмосфері. Отже, лише за 4 роки може повністю оновитись вуглецевий склад атмосфери, і умовно вважатимуться, що вуглець атмосфери цей термін завершує свій цикл. Цикл вуглецю, що входить до складу гумусу грунтів, оцінюється в 300-400 років.

Роль вуглецю в біосфері наочно ілюструється схемою кругообігу (рис. 3.5.1).

Мал. 3.5.1. Схема біогеохімічного циклу вуглецю

З цієї схеми видно, що рослини, використовуючи механізм фотосинтезу, виконують функцію продуцентів кисню і є основними споживачами вуглекислого газу.

Однак цикл біологічного круговороту вуглецю не замкнутий. Що дуже важливо, зокрема, і для нас. Цей елемент нерідко виводиться із геохімічного круговороту на тривалий термін у вигляді карбонатних порід, торфів, сапропелів, вугілля, гумусу. Таким чином, частина вуглецю постійно випадає з біологічного круговороту, зв'язуючись у літосфері у складі різних гірських порід. Чому тоді не виникає дефіциту вуглецю в атмосфері? Причина в тому, що його втрата компенсується постійним надходженням СО 2 в атмосферу внаслідок вулканічної діяльності. Тобто, в атмосферу постійно надходять глибинні вуглекислий газ та окис вуглецю. Це дозволяє підтримувати баланс вуглецю у біосфері нашої планети.

Господарська діяльність людини інтенсифікує біологічний кругообіг вуглецю і може сприяти підвищенню первинної, а отже, і вторинної продуктивності. Але подальша інтенсифікація техногенних процесів може супроводжуватися підвищенням концентрації двоокису вуглецю в атмосфері. Підвищення концентрації вуглекислоти до 0,07% різко погіршує умови дихання людини та тварин. Розрахунки показують, що за умови збереження сучасного рівня видобутку та використання горючих копалин знадобиться трохи більше 200 років для досягнення такої концентрації вуглекислого газу в атмосфері Землі. В окремих великих містах ця загроза є цілком реальною вже зараз.

Біогеохімічний цикл кисню

Як Ви пам'ятаєте, кисень – найпоширеніший елемент не лише земної кори (його кларк 47), а й гідросфери (85,7%), а також живої речовини (70%). Істотну роль цей елемент грає у складі атмосфери (понад 20%). Завдяки виключно високій хімічній активності, кисень відіграє важливу роль у біосфері. Він визначає окисно-відновні та лужно-кислотні умови розчинів та розплавів. Він характерна як іонна, і неіонна форма міграції в розчинах.

Еволюція геохімічних процесів Землі супроводжується неухильним збільшенням вмісту кисню. Нині кількість кисню у атмосфері становить 1,2х10 15 тонн. Масштаби продукування кисню зеленими рослинами такі, що ця кількість могла бути подвоєна за 4000 років. Але цього не відбувається, тому що протягом року розкладається приблизно така сама кількість органічної речовини, яка утворюється в результаті фотосинтезу. При цьому поглинається майже весь кисень, що виділився. Але завдяки незамкнутості біогеохімічного круговороту у зв'язку з тим, що частина органічної речовини зберігається і вільний кисень поступово накопичується в атмосфері.

Головна «фабрика» з виробництва кисню на планеті – зелені рослини, хоча у земної корі також протікають різноманітні хімічні реакції у яких виділяється вільний кисень.

Ще один міграційний цикл вільного кисню пов'язаний із масобміном у системі природні води – тропосфера. У воді океану знаходиться від 3х109 до 10х109 м3 розчиненого кисню. Холодна вода високих широт поглинає кисень, а поступаючи з океанічними течіями в тропіки - виділяє його в атмосферу. Поглинання та виділення кисню відбувається і при зміні сезонів року, що супроводжуються зміною температури води.

Кисень витрачається у величезній кількості окисних реакцій, більшість з яких має біохімічну природу. У цих реакціях вивільняється енергія, поглинена під час фотосинтезу. У ґрунтах, мулах, водоносних горизонтах розвиваються мікроорганізми, які використовують кисень для окислення органічних сполук. Запаси кисню на планеті величезні. Він входить до складу кристалічних ґрат мінералів і вивільняється з них живою речовиною.

Таким чином, загальна схема кругообігу кисню в біосфері складається з двох гілок:

• освіту вільного кисню при фотосинтезі;
• поглинання кисню в окисних реакціях

Згідно з розрахунками Дж. Волкера (1980) виділення кисню рослинністю світової суші становить 150х1015 тонн на рік; виділення фотосинтезуючими організмами океану - 120х10 15 тонн на рік; поглинання у процесах аеробного дихання – 210х1015 тонн на рік; біологічна нітрифікація та інші процеси розкладання органічної речовини – 70х1015 тонн на рік.

У біогеохімічному кругообігу можна виділити потоки кисню між окремими компонентами біосфери (рис. 3.5.2).

Мал. 3.5.2. Схема біогеохімічного циклу кисню

У сучасних умовах, що встановилися в біосфері, потоки кисню порушуються техногенними міграціями. Багато хімічних сполук, що скидаються промисловими підприємствами в природні води, зв'язують розчинений у воді кисень. В атмосферу викидається все більша кількість вуглекислого газу та різних аерозолів. Забруднення ґрунтів і, особливо, вирубування лісів, а також опустелювання земель на величезних територіях зменшують виробництво кисню рослинами суші. Безліч атмосферного кисню витрачається при спалюванні палива. У деяких промислово розвинених країнах кисню спалюють більше, ніж утворюється за рахунок фотосинтезу.

Біогеохімічний цикл водню

У земній корі вільний водень нестійкий. Він швидко з'єднується з киснем, утворюючи воду, і навіть бере участь у інших реакціях. Крім того, у зв'язку зі своєю мізерно малою атомною масою він здатний випаровуватися в космос (дисипувати). Значна кількість водню надходить поверхню Землі при вулканічних виверженнях. Постійно утворюється газоподібний водень і внаслідок деяких хімічних реакцій, а також у процесі життєдіяльності бактерій, що розкладають органічну речовину в анаеробних умовах.

Організми закріплюють водень у біосфері планети, пов'язуючи його у органічній речовині, а й беручи участь у фіксації водню мінеральним речовиною грунту. Це стає можливим внаслідок дисоціації кислотних продуктів метаболізму із вивільненням іона Н+. Останній, як правило, утворює з молекулою води у вигляді водневого зв'язку іон гідроксонію (Н3О+). При поглинанні іона гідроксонію деякими силікатами відбувається їх трансформація в глинисті мінерали. Таким чином, як наголошував В.В. Добровольський, інтенсивність продукування кислотних продуктів метаболізму є важливим фактором гіпергенного перетворення кристалічних гірських порід та утворення кори вивітрювання.

З циклічних процесів на поверхні Землі, в яких бере участь водень, один із найпотужніших – кругообіг води: щорічно через атмосферу проходить понад 520 тисяч кубометрів вологи. Для створення фітомаси Світової суші, яка існувала до втручання людини, за даними В.В. Добровольського (1998) було розщеплено приблизно 1,8 х1012 тонн води та, відповідно, пов'язано 0,3х1012 тонн водню.

У процесі кругообігу води в біосфері відбувається поділ ізотопів водню та кисню. Пари води при випаровуванні збагачуються легкими ізотопами, тому атмосферні опади, поверхневі та ґрунтові води також збагачені легкими ізотопами порівняно з океанічними водами, що мають стійкий ізотопний склад.

Біогеохімічний цикл азоту

Азот та його сполуки грають у житті біосфери таку ж важливу і незамінну роль, як і вуглець. Біофільність азоту можна порівняти з біофільністю вуглецю. Індекс біогенного збагачення ґрунтів по відношенню до земної кори, а рослин по відношенню до ґрунтів становить для азоту 1000 і 10000 відповідно (Ковда, 1985).

Основним резервуаром азоту у біосфері також є повітряна оболонка. Близько 80% всіх запасів азоту зосереджено в атмосфері планети, що пов'язано з напрямком біогеохімічних потоків сполук азоту, що утворюються під час денітрифікації. Основною формою, у якій міститься азот у атмосфері, є молекулярна – N 2 . Як несуттєва домішка в атмосфері містяться різні оксидні сполуки азоту NO x , а також аміак NH 3 . Останній за умов земної атмосфери найбільш нестійкий і легко окислюється. У той самий час, величина окислювально-відновного потенціалу атмосфері недостатня й у стійкого існування оксидних форм азоту, тому його вільна молекулярна форма і є основний.

Первинний азот в атмосфері, ймовірно, з'явився внаслідок процесів дегазації верхньої мантії та з вулканічних виділень. Фотохімічні реакції у високих шарах атмосфери призводять до утворення сполук азоту та помітного надходження їх на сушу та в океан з атмосферними опадами (3-8 кг/га амонійного азоту на рік та 1,5-6 кг/га нітратного). Цей азот також включається до загального біогеохімічного потоку розчинених сполук, що мігрують з водними масами, бере участь у ґрунтоутворювальних процесах і у формуванні біомаси рослин.

На відміну від вуглецю, атмосферний азот неспроможна безпосередньо використовуватися вищими рослинами. Тому ключову роль у біологічному кругообігу азоту грають організми-фіксатори. Це мікроорганізми кількох різних груп, що мають здатність шляхом прямої фіксації безпосередньо витягувати азот з атмосфери і, зрештою, зв'язувати його в грунті. До них відносяться:

• деякі вільноживучі ґрунтові бактерії;
• симбіонтні бульбочкові бактерії (існуючі в симбіозі з бобовими);
• ціанобіонти, які також бувають симбіонтами грибів, мохів, папоротей, а іноді й вищих рослин.

Внаслідок діяльності організмів – фіксаторів азоту він зв'язується у ґрунтах у нітритній формі (сполуки на основі NH 3).

Нітритні сполуки азоту здатні мігрувати у водних розчинах. У цьому вони окислюються і перетворюються на нітратні – солі азотної кислоти HNO 3 . У цій формі азотні сполуки здатні ефективно засвоюватися вищими рослинами та використовуватися для синтезу білкових молекул на основі пептидних зв'язків C-N. Далі, за трофічними ланцюгами, азот потрапляє до організмів тварин. У навколишнє середовище (у водні розчини та в ґрунт) він повертається у процесах видільної діяльності тварин або розкладання органічної речовини.

Повернення вільного азоту в атмосферу, як і його вилучення, здійснюється внаслідок мікробіологічних процесів. Ця ланка кругообігу функціонує завдяки діяльності ґрунтових бактерій-денітрифікаторів, що знову переводять азот у молекулярну форму.

У літосфері, у складі осадових відкладень, зв'язується невелика частина азоту. Причина цього в тому, що мінеральні сполуки азоту, на відміну від карбонатів, дуже добре розчиняються. Випадання певної частки азоту з біологічного кругообігу також компенсується вулканічними процесами. Завдяки вулканічній діяльності у повітря надходять різні газоподібні сполуки азоту, що у умовах географічної оболонки Землі неминуче перетворюється на вільну молекулярну форму.

Таким чином, основними специфічними рисами круговороту азоту в біосфері можна вважати такі:

• переважну концентрацію в атмосфері, що відіграє виняткову роль резервуара, з якої живі організми черпають запаси необхідного їм азоту;
• провідну роль кругообіг азоту грунтів і, особливо, грунтових мікроорганізмів, діяльність яких забезпечує перехід азоту в біосфері з одних форм до інших (рис. 3.5.3).

Мал. 3.5.3. Схема біогеохімічного циклу азоту

Тому величезна кількість азоту у зв'язаному вигляді містить біосфера: в органічній речовині ґрунтового покриву (1,5х10 11 т), біомасі рослин (1,1х10 ​​9 т), біомасі тварин (6,1х10 ​​7 т). У великих кількостях азот міститься і деяких біогенних копалин (селітри).

У той же час спостерігається парадокс – при величезному вмісті азоту в атмосфері внаслідок надзвичайно високої розчинності солей азотної кислоти та солей амонію, азоту у ґрунті мало і майже завжди недостатньо для живлення рослин. Тому потреба культурних рослин у азотних добривах завжди висока. Тому щорічно до ґрунту вноситься за різними оцінками від 30 до 35 млн. тонн азоту у вигляді мінеральних добрив. Таким чином, надходження за рахунок азотних добрив становить 30% від загальних надходжень азоту на сушу та океан. Це часто призводить до суттєвого забруднення навколишнього середовища та тяжких захворювань людини та тварин. Особливо великі втрати нітратних форм азоту, тому що він не сорбується ґрунтом, легко вимивається природними водами, відновлюється в газоподібні форми і до 20-40% його втрачається для живлення рослин. Істотним порушенням циклу азоту є і зростаюча кількість відходів тваринництва, промислових відходів і стоків великих міст, надходження в атмосферу амонію та оксидів азоту при спалюванні вугілля, нафти, мазуту тощо. Небезпечним є проникнення оксидів азоту в стратосферу (вихлопи надзвукових літаків, ракет, ядерні вибухи), оскільки це може бути причиною руйнування озонового шару. Усе це, природно, позначається біогеохімічному циклі азоту.

Біогеохімічний цикл сірки

Сірка також є одним із елементів, що грають надзвичайно важливу роль у кругообігу речовин біосфери. Вона належить до хімічних елементів, найбільш необхідних живих організмів. Зокрема вона є компонентом амінокислот. Вона визначає важливі біохімічні процеси живої клітини, є незамінним компонентом живлення рослин та мікрофлори. Сполуки сірки беруть участь у формуванні хімічного складу ґрунтів, у значних кількостях присутні у підземних водах, що відіграє вирішальну роль у процесах засолення ґрунтів.

Вміст сірки у земній корі становить 4,7 х10-2%, у ґрунті – 8,5х10-2%, в океані – 8,8х10-2% (Виноградов, 1962). Однак, у засолених ґрунтах вміст сірки може досягати значень, що вимірюються цілими відсотками. Таким чином, основним резервуаром, з якого черпається живими організмами, є літосфера. Це пов'язано з тим, що стійке існування сірчистих сполук за умов сучасної атмосфери Землі, що містить вільний кисень і пари Н 2 Про, неможливо. Сірководень (H 2 S) в кисневому середовищі окислюється, а кисневі сполуки сірки, реагуючи з Н 2 Про, утворюють сірчану кислоту H 2 SO 4 яка випадає на поверхню Землі в складі кислотних дощів. Тому оксиди сірки SO х, хоч і можуть засвоюватися рослинами безпосередньо з атмосфери, істотної ролі у кругообігу сірки цей процес не відіграє.

Сірка має кілька ізотопів, з яких у природних сполуках найбільш поширені S32 (>95%) і S34 (4,18%). В результаті біологічних та біогеохімічних процесів відбувається зміна у співвідношенні цих ізотопів у бік збільшення вмісту легшого ізотопу у верхніх гумусових горизонтах ґрунтів.

Ізотопний склад сірки підземних, ґрунтово-грунтових вод та водорозчинних сульфатів із горизонту С сульфатно-содових солончаків є подібним.

У складі земної кори сполуки сірки існують, переважно, у двох мінеральних формах: сульфідної (солі сірководневої кислоти) і сульфатної (солі сірчаної кислоти). Рідко зустрічається самородна сірка, яка нестійка і схильна, залежно від значень окислювально-відновного потенціалу середовища, формувати або кисневі або водневі сполуки.

Первинною, глибинною за походженням, мінеральною формою знаходження сірки в земній корі є сульфідна. Сульфідні сполуки за умов біосфери практично нерозчинні, і тому сульфідна сірка рослинами не засвоюється. Але, водночас, сульфіди у кисневому середовищі нестійкі. Тому сульфіди на земній поверхні, як правило, окислюються, і в результаті цього сірка входить до складу сульфатних сполук. Сульфатні солі мають досить хорошу розчинність, і сірка в географічній оболонці активно мігрує у водних розчинах у складі сульфат-іона SO 4 2- .

Саме в цій, сульфатній формі сірка у складі водних розчинів ефективно засвоюється рослинами, а далі – тваринними організмами. Засвоєння сприяє те, що сульфатні сполуки сірки здатні накопичуватися в ґрунтах, беручи участь у процесах обмінної сорбції і входячи при цьому до складу ґрунтового поглинаючого комплексу (ППК).

Розкладання органічної речовини в кисневому середовищі призводить до повернення сірки в ґрунт та природні води. Сульфатна сірка мігрує у водних розчинах і може знову використовуватися рослинами. Якщо ж розкладання йде в безкисневому середовищі, провідну роль відіграє діяльність серобактерій, які відновлюють SO 4 2- до H 2 S. Сірководень виділяється в атмосферу, де окислюється та повертається в інші компоненти біосфери у сульфатній формі. Частина сірки у відновлювальній обстановці може зв'язуватися у сульфідних сполуках, які при відновленні доступу кисню знову окислюються і переходять у сульфатну форму.

Біогеохімічний цикл сірки складається із 4 стадій (рис. 3.5.4):

1. засвоєння сполук сірки живими організмами (рослинами та бактеріями) та включення сірки до складу білків та амінокислот.
2. Перетворення органічної сірки живими організмами (тваринами та бактеріями) на кінцевий продукт – сірководень.
3. Окислення мінеральної сірки живими організмами (серобактеріями, тіоновими бактеріями) у процесі сульфатредукції. На цій стадії відбувається окислення сірководню, елементарної сірки, її тіо- та тетрасполук.
4. Відновлення мінеральної сірки живими організмами (бактеріями) у процесі десульфофікації до сірководню. Таким чином, найважливішою ланкою всього біогеохімічного циклу сірки у біосфері є біогенне утворення сірководню.

Мал. 3.5.4. Схема біогеохімічного циклу сірки

Вилучення сірки з біосферного круговороту відбувається внаслідок накопичення сульфатних відкладень (переважно гіпсових), шари та лінзи яких стають компонентами літосфери. Компенсуються втрати по-перше, в процесах вулканізму (надходження H 2 S і SO x в атмосферу, а звідти з атмосферними опадами – на поверхню Землі). А по-друге, в результаті діяльності термальних вод, з якими у верхні горизонти земної кори та на дно Світового океану надходять сульфідні сполуки.

Таким чином, до характерних особливостей кругообігу сірки можна віднести другорядну роль процесів атмосферної міграції, а також різноманіття форм знаходження, обумовлене переходом її з сульфідних форм у сульфатні та назад, залежно від зміни окислювально-відновних умов.

Промислові процеси виносять в атмосферу велику кількість сірки. В окремих випадках значна концентрація сполук сірки в повітрі спричиняє порушення у навколишньому середовищі, у тому числі кислотних дощів. Присутність у повітрі двоокису сірки негативно впливає як на вищі рослини, так і на лишайники, причому епіфітні лишайники можуть бути індикаторами підвищених вмісту сірки в повітрі. Лишайники поглинають вологу з атмосфери усією слані, тому концентрація сірки в них швидко досягає гранично допустимого рівня, що веде до загибелі організмів.

Надходження сірки до загального кругообігу за даними Дж. П. Френда (1976) наступне:

При дегазації земної кори – 12х1012 г/рік; при вивітрюванні осадових порід – 42х10 12 г/рік; антропогенні надходження як сірчистого газу – 65х1012 г/год, що у сумі становить 119х10 12 г/год. Значні кількості сірки щорічно консервуються у вигляді сульфідів та сульфатів – 100х10 12 г/год і, таким чином, тимчасово виводяться із загального біогеохімічного круговороту.

Таким чином, антропогенне надходження сірки в біосферу істотно змінює кругообіг цього елемента, а прихід сірки в біосферу перевищує її витрату, внаслідок чого має відбуватися поступове її накопичення.

Біогеохімічний цикл фосфору

Кругообіг фосфору в природі сильно відрізняється від біогеохімічних циклів вуглецю, кисню, азоту та сірки, так як газова форма сполук фосфору (наприклад, РН 3) практично не бере участі в біогеохімічному циклі фосфору. Тобто фосфор до накопичення в атмосфері взагалі не здатний. Тому роль "резервуару" фосфору, з якого цей елемент витягується і використовується в біологічному кругообігу, так само як і для сірки, грає літосфера.

Фосфор у літосфері міститься у формі фосфатних сполук (солей фосфорної кислоти). Основна частка у тому числі припадає на фосфат кальцію – апатит. Це полігенний мінерал, що утворюється в різних природних процесах – як у глибинних, так і гіпергенних (у тому числі і біогенних). Фосфатні сполуки здатні розчинятися у воді, і фосфор у складі іона РО 4 3 може мігрувати у водних розчинах. З них фосфор і засвоюється рослинами.

Індекс біогенного збагачення ґрунтів по відношенню до земної кори, а рослин по відношенню до ґрунтів становить для фосфору, так само, як і для азоту 1000 і 10000 відповідно (Ковда, 1985). Для рослин найбільш доступним є фосфор неспецифічних органічних сполук та гумусу і саме він відіграє головну роль у малому (локальному) біологічному циклі фосфору.

Тварини є ще більшими концентраторами фосфору, ніж рослини. Багато хто з них накопичує фосфор у складі тканин мозку, скелета, панцирів. Є кілька способів засвоєння фосфору організмами-консументами. По-перше, пряме засвоєння рослин у процесі харчування. По-друге, водні організми-фільтратори витягують фосфор із органічних суспензій. По-третє, органічні сполуки фосфору засвоюються організмами-ілоєдами під час переробки ними біогенних мулів.

Повернення фосфору в довкілля відбувається при розкладанні органічної речовини. Але повернення це виявляється далеко не повним. У цілому нині для сполук фосфору характерна тенденція виносу у вигляді водних розчинів і суспензій у кінцеві водойми стоку, найбільше – у Світовий Океан, де і накопичується у складі осадових відкладень різного генезису. Знову повернутися в екзогенний кругообіг ця частина фосфору може тільки в результаті тектонічних процесів, що розтягуються на сотні мільйонів років. У природних умовах збереження балансу забезпечується порівняно слабкою рухливістю сполук фосфору, в результаті якої фосфор, витягнутий рослинами з ґрунту, здебільшого повертається до неї в результаті розкладання органічної речовини. У ґрунтах та породах фосфор досить легко фіксується. Фіксаторами фосфору є гідроксиди заліза, марганцю, алюмінію, глинисті мінерали (особливо мінерали групи каолініту). Однак, фіксований фосфор може бути на 40-50% десорбований та використаний рослинами. Цей процес залежить від рН та Eh умов середовища. Підвищена кислотність, освіта вугільної кислоти, сприяють десорбції фосфору, посиленню міграції фосфорних сполук.

У відновлювальному середовищі утворюються сполуки фосфору з двовалентним залізом, що також сприяє виносу фосфору з ґрунту.

Міграція фосфору можлива і за рахунок водної та вітрової ерозії. Тому біогеохімічний цикл фосфору значно менш замкнений і менш оборотний, ніж цикли вуглецю та азоту, а забруднення фосфором навколишнього середовища є особливо небезпечним (рис. 3.5.5).

Мал. 3.5.5. Схема біогеохімічного циклу фосфору

Основними особливостями кругообігу фосфору, таким чином, є:

• відсутність атмосферного перенесення;
• наявність єдиного джерела – літосфери;
• тенденція до накопичення у кінцевих водоймах стоку.

За інтенсивної сільськогосподарської експлуатації земель втрати фосфору в ландшафті стають практично незворотними. Компенсація можлива лише рахунок застосування фосфорних добрив. Відомо, що фосфорні добрива є важливою та необхідною ланкою в отриманні високих урожаїв сільськогосподарських культур. Проте, всі відомі запаси родовищ фосфатів обмежені і за прогнозами вчених можуть виснажитися вже у найближчі 75-100 років. У той же час, шкідливі сполуки фосфатів останнім часом стають одним із найважливіших факторів забруднення річкових та озерних вод.

Таким чином, останнім часом загальна картина розподілу ним міграції фосфору в біосфері різко порушена людиною. Ось доданки цього явища: по-перше, мобілізація фосфору з агроруд та шлаків, виробництво та застосування фосфорних добрив, по-друге виробництво фосфоровмісних препаратів та їх використання в побуті; по-третє – виробництво фосфоровмісних ресурсів продовольства та кормів, вивезення та споживання їх у зонах концентрації населення; по-четверте – розвиток рибного промислу, видобуток морських молюсків і водоростей, що спричиняє перерозподіл фосфору з океану на сушу. У результаті спостерігається процес фосфатизації суші, але цей процес проявляється вкрай нерівномірно. Збільшується вміст фосфору у навколишньому середовищі великих міст. Навпаки, країни, які активно експортують органічні продукти та не застосовують фосфорних добрив, втрачають запаси фосфору у своїх ґрунтах.

Біогеохімічні цикли калію та натрію

Кларк калію в земній корі становить 2,89, а натрію 2, 46, тобто їх відносні змісти дуже близькі.

Калій складається із суміші 3-х ізотопів: 39 К – 93,08%; 40 К -0,0119%; 41 К – 6,91%. Ізотоп 40К нестійкий і перетворюється на сусідні ізобари кальцію та аргону.

Перетворення калію на аргон стало основою розробки калій-аргонового методу ядерної геохронології.

Космічна поширеність калію, як елемента непарного, невелика порівняно з парними кальцієм та киснем. За розмірами іон калію є найбільшим серед інших провідних катіонів літосфери. Тому об'ємний кларк калію посідає друге місце після кисню у земній корі.

Калій – хімічно активний метал, що у самородному стані не зустрічається. У всіх хімічних сполуках Землі постає як одновалентний метал. Металевий калій на повітрі «згоряє», швидко окисляючись до К 2 О. Число мінеральних видів – 115 (втричі менше, ніж у кальцію і вдвічі менше, ніж у натрію). Найважливіші мінерали: галоїди – сильвін, карналіт, нітрати – К селітра, силікати – К-польові шпати (ортоклаз, мікроклін), флогопіт, мусковіт, біотит, глауконіт, лейцит. За хімічними властивостями калій близький до натрію, що визначає їхню спільну міграцію. Але їх поведінка в зоні гіпергенезу та біосфері в цілому різко по-різному. Більшість калію під час гіпергенного перетворення силікатів залишається у складі вторинних глинистих мінералів, тому калій набагато міцніше утримується не більше Світовий суші, ніж натрій і, як побачимо далі, кальцій. І все ж часткове вивільнення іонів калію в процесах гіпергенезу відбувається і він активно залучається до біогеохімічного кругообігу.

Зумовлено це тим, що калій відіграє важливу роль у житті живих організмів. В умовах вологого клімату при вивітрюванні мінералів, що калій містять, калій легко вилуговується і переноситься водними розчинами. Однак винесення калію в корі вивітрювання відбувається менш інтенсивно, ніж кальцію та натрію. Це з тим, що великий іон калію більшою мірою сорбується тонкодисперсними мінералами. Давно відомо, що іони калію легше сорбуються деякими колоїдами (наприклад, гідроокислами заліза і алюмінію), ніж іони натрію. Реакції катіонного обміну з глинистими мінералами також сприяють фіксації калію. У ґрунтах також відбувається обмін між іонами калію та гідроксонію, які мають порівняні іонні розміри. У такий спосіб калій може фіксуватися у гідрослюдах, каолініті, монтморилоніті. Калій більшою мірою, ніж натрій, поглинається наземною рослинністю.

Тому значна частина калію зберігається у грунтах, тоді як більшість натрію виноситься в океан. У складі стоку з материків натрію майже 2,5 разу більше, ніж калію.

Калій – найважливіший елемент живих організмів. Вони містять від 0,1 до 0,01% калію. У золі культурних рослин до 25-60% К2О. Деякі організми здатні концентрувати калій у значних кількостях. Так, у деяких водоростях вміст калію сягає 3% живої маси. Наземні рослини поглинають калій із ґрунту. При нестачі калію листя блідне і відмирає, насіння втрачає схожість. Калій легко проникає в клітини організмів та збільшує їх проникність для різних речовин. Крім того, калій покращує надходження води в клітини рослин і знижує процес випаровування, тим самим збільшуючи стійкість рослин до посухи. При нестачі чи надлишку калію інтенсивність фотосинтезу знижується, а інтенсивність дихання підвищується. Нестача калію в ґрунтах призводить до значного зниження врожайності рослин.

Саме тому кларк калію в живій речовині такий самий високий, як у азоту. Особливо багато калію накопичують деякі морські водорості (до 5%).

До біологічного кругообігу на суші залучається щорічно близько 1,8х109 тонн калію (Добровольський, 1998). Маса калію, що звільняється із системи біологічного круговороту на суші, частково затримується в мертвій органічній речовині і сорбується мінеральною речовиною грунту (глинистими мінералами), а частково залучається у водну міграцію.

Кількість калію нині пов'язане у мертвій органічній речовині педосфери становить за даними різних авторів від 3х109 до 6х109 тонн. Щорічно з континетальним водним стоком в океан надходить понад 61х106 тонн калію у розчиненому стані (виді вільних іонів) та 283х106 тонн калію у складі суспензій (глинисті частинки, органічна речовина тощо). Калій активно мігрує також у системі поверхню океану-атмосфера у складі аерозолів: середня концентрація цього елемента в атмосферних опадів над океаном – 15%. Концентрація калію в атмосферних опадах над континентами помітно вища, в середньому 0,7%. Значна кількість калію переноситься з пилом із суші до океану. За оцінкою В.В. Добровольського ця величина становить щонайменше 43х10 6 тонн на рік.

У гіпергенній зоні великі концентрації калію зустрічаються рідко та представлені евапоритами – сильвіном та карналітом. Ще рідше зустрічаються нітрати калію як калієвої селітри органогенного походження (утворюється за умов аридного клімату).

Кларк натрію в живій речовині дуже низький - 0,008 (більш ніж на два порядки нижче, ніж калій), що свідчить про низьке споживання натрію живою речовиною. Однак у малих кількостях натрій необхідний всім живим організмам.

В умовах вологого клімату натрій легко виходить із біологічного круговороту та виноситься з рідким стоком за межі ландшафту. Внаслідок цього спостерігається загальне збіднення останнього натрієм. Вміст натрію у рослинних організмах зазвичай дуже низький. Тварини організми потребують підвищених кількостей цього елемента., оскільки він входить до складу крові. Впливає на діяльність серцево-судинної системи та нирок. Тому тварини іноді потребують підживлення кухонною сіллю.

У сухому кліматі натрій концентрується в ґрунтових та озерних водах і накопичується в солончакових ґрунтах (дія випарного бар'єру). Відповідно, і рослинність галофітних угруповань містить підвищені кількості натрію.

Проте, роль біологічного круговороту натрію, на відміну калію, порівняно невелика. Зате дуже значна його водна міграція. За особливостями міграції в біосфері натрій дуже схожий на хлор. Він утворює легко розчинні солі, тому накопичується у Світовому океані, бере участь у атмосферній міграції.

Основне джерело рухомого натрію в біосфері - вивержені породи, що вивітрюються (основне джерело хлору - вулканізм).

Техногенез вніс суттєві корективи до біогеохімічних шляхів міграції натрію. Основне значення має видобуток галіту (кухонної солі), соди та мірабіліту. На характер біогеохімічних циклів натрію істотно впливає і зрошення в посушливих районах.

Біогеохімічні цикли кальцію та магнію.

Атоми кальцію містять магічна кількість протонів: 20 в ядрі і це визначає міцність його ядерної системи. Серед легких елементів кальцій представлений максимальною кількістю стабільних ізотопів – 6, що мають поширення: 40 Са – 96,97% (двічі магічний Z=N=20) 42 Са – 0,64, 43 Са – 0,145, 44 Са – 2,06, 46 Са-0,0033, 48 Са-0,185%. За поширенням у Сонячній системі він посідає 15 місце, але серед металів знаходиться на 5 місці.

У природі він поводиться як хімічно активний метал. Легко окислюється із заснуванням СаО. У геохімічних процесах виступає як двозарядний катіон Са+2

Його іонний радіус дуже близький до радіусу натрію. Число мінеральних видів - 390, тому він відноситься до головних мінералоутворюючих елементів. За кількістю утворених мінералів він займає 4 місце після кисню, водню та кремнію. Наприклад: карбонати – кальцит, арагоніт, доломіт; сульфати – ангідрит, гіпс; галоїди-флюорит; фосфати: апатит; силікати – гранати, піроксени, амфіболи, епідот, плагіоклази, цеоліти.

Плагіоклази – найпоширеніші мінерали земної кори. Кларк кальцію у літосфері становить 2,96. Кальцієві силікати слабо стійкі у зоні гіпергенезу і за вивітрюванні гірських порід руйнуються насамперед.

Кальцій має відносно високу міграційну здатність, що багато в чому визначається особливостями клімату. У процесах хімічного вивітрювання кальцій вилуговується з мінералів природними водами. По відношенню до вивітрювання кальцієві мінерали утворюють наступну послідовність: плагіоклаз - кальцієвий авгіт-кальцієвий амфібол. У групі плагіоклазів багаті кальцієм різниці вивітрюються швидше, ніж натрієві. При цьому природні розчини, що енергійно видаляють кальцій, містять значні кількості гідрокарбонатного іона. Натомість у ґрунтах гумідних зон спостерігається значний дефіцит кальцію. Дуже мало його й у корах вивітрювання. Пояснюється це високою міграційною рухливістю цього елемента.

У іонному стоку з материків кальцій посідає перше місце серед катіонів. Річками він виноситься головним чином у вигляді суспензій карбонатів, сульфатів і бікарбонату в розчиненому стані. Геохімічна історія кальцію в океані пов'язана з карбонатною системою рівноваги, температурою води та діяльністю живих організмів.

Кальцій – один із найважливіших елементів живих організмів – від найпростіших до вищих ссавців. Холодні води високих широт і морські глибини недосичені СаСО 3 через низькі температури і рН, тому вугільна кислота, що міститься у воді, розчиняє СаСО 3 донних відкладень. Саме тому морські організми у високих широтах уникають будувати свої кістяки із СаСО 3 . В екваторіальних широтах встановлено область пересичення СаСО 3 . Тут спостерігається масове зростання коралових рифів, у багатьох організмів, що живуть тут, масивні карбонатні скелети і раковини.

Міграція кальцію в океані за участю живих організмів – найважливіша ланка у його кругообігу. За А.П. Виноградову ріки щорічно приносять в океан і 1*10 15 т СаСО 3 . Куди ж він подівся? Приблизно стільки ж його щороку поховують у донних відкладах океану. Живі організми океану концентрують кальцій як арагоніту і кальциту. Арагоніт, проте, нестійкий і поступово переходить у кальцит. В океані ми стикаємося з унікальними явищами швидкого зростання великих кристалів окремих організмах. У деяких раковинах двостулкових молюсків зустрічаються кристали кальциту довжиною понад 7 см, у тропічних морях живуть морські їжаки, що мають довгі голки з кальциту. У багатьох голкошкірих спостерігається адаптація живого тіла організмів до форми кристалів. У цьому випадку ми зустрічаємо особливий вид симбіозу між організмами та кристалами.

В аридному кліматі кальцій легко випадає з розчинів у вигляді карбонатів, формуючи товщі хемогенних карбонатних порід та ілювіально-карбонатні горизонти у ґрунтах.

Невелика частина іонів кальцію морської води осідає в замкнутих водоймах в евапоритових умовах хімічним шляхом.

Кальцій відіграє важливу роль у процесах ґрунтоутворення. Він входить до складу ґрунтово-поглинаючого комплексу, бере участь в обмінних реакціях ґрунтового розчину, зумовлюючи буферну здатність ґрунтів у кислому інтервалі середовища. Гумати кальцію відіграють важливу роль у формуванні структури ґрунту. Крім того, кальцій бере активну участь у процесах осадження полуторних оксидів, марганцю, нерідко утворюючи конкреції спільно з цими елементами і кремнеземом.

У ґрунтах кислого ряду, що характеризуються значним проявом процесу вилуговування, спостерігається явище біогенного накопичення кальцію в підстилці та акумулятивних поверхневих горизонтах ґрунтів. Він входить у групу елементів-біофілів. Тому кальцій бере активну участь у біологічному кругообігу. Масштаби залучення кальцію значно різняться у різних природних зонах.

В агроландшафтах значна частина кальцію відчужується разом із урожаєм.

Але порушення біогеохімічного кругообігу кальцію в даний час відбувається не тільки і не стільки за рахунок відчуження частини його з сільськогосподарською продукцією, а й за рахунок використання карбонатних порід у будівництві, сільському господарстві (вапнування ґрунтів), металургійної промисловості.

Клак магнію поступається кларку кальцію і становить 1,87, але розподіл магнію дуже неоднорідний. За розміром іон магнію близький до іонів двовалентного заліза і нікелю і разом з ними входить до складу олівінів і піроксенів, концентруючись в основних і особливо ультраосновних гірських магматичних породах.

У той же час, магній накопичується в океані та соляних озерах та поміграційної здатності наближається до таких елементів як натрій та калій. Зумовлено це гарною розчинністю хлоридів та сульфатів магнію. На відміну від інших лужноземельних та лужних металів магній, завдяки малому розміру іонів, легко входить у кристалічні ґрати глинистих мінералів, утворюючи вторинні магнезіальні алюмосилікати.

Магній – біофільний елемент. Він входить до складу хлорофілу, який за нестачі цього елемента руйнується. Рослина реагує на недолік магнію в грунті відтоком хлорофілу зі старого листя до молодого. Пересування йде жилками листа. Тому вони довгий час залишаються зеленими, тоді як міжпрожилкові ділянки листя жовтіють. Відомі і хвороби тварин. Пов'язані з нестачею магнію. Тим не менш, біофільність магнію менше, ніж у кальцію та калію.

У гумідних ландшафтах магній, як і кальцій вилуговується з ґрунтів, хоча його рухливість нижча. Чим у кальцію. Пов'язано це з дією кількох геохімічних бар'єрів. По-перше, магній активно поглинається живою речовиною; по-друге – він, як і калій входить у кристалічні решітки вторинних силікатів і, нарешті, сорбується глинистими колоїдами і гумусом. Все ж таки значна частина магнію виноситься з рідким стоком і в складі ґрунтових і річкових вод магній знаходиться на другому місці після кальцію.

В аридних умовах на розподіл магнію впливає висока розчинність його хлоридів та сульфатів. В результаті спостерігається накопичення цих солей на випарних бар'єрах та формування солончаків.

В океан магній потрапляє з гірських порід, що вивітрюються, і масштаби цього надходження значні (особливо. У минулому). За підрахунками В.М. Гольдшмідта за час геологічної історії з материків до океану надійшло 12,6 г магнію на кожний кілограм океанічної води. Проте. Вміст магнію у воді сучасних океанів становить всього 1,3 г. Це зумовлено багаторазовою участю кожного атома магнію у великому геологічному кругообігу, відкладенням доломітів та інших магній, що містять осадових порід.

Міграція магнію протягом геологічної історії суттєво змінювалася. Якщо докембрійських вапняках міститься до 12,6% магнію, то сучасних – лише 1%. Утворення доломітів у відкритих морях припинилося ще наприкінці палеозою. Нині доломіти осаджуються лише у деяких лагунах.

Технофільність магнію поки значно нижча, ніж у кальцію та натрію. До початку ХХ століття використовувалися лише доломіт та магнезит. Тільки останнім часом стали широко використовувати метали, що містять магній. У збіднених магнієм ландшафтах спостерігається незначне його накопичення за рахунок внесення добрив, що містять магній, і вапнування грунтів із застосуванням доломіту.

Таким чином, загалом для біогеохімічних циклів усіх лужних та лужноземельних металів характерна незамкненість глобальних річних циклів. В результаті спостерігається інтенсивна акумуляція цих елементів в опадах Світового океану: до 99% кальцію, 98% калію та понад 60% натрію зосереджено за даними В.В. Добровольського в осадових породах.

Біогеохімічний цикл кремнію.

Кремній є другим за поширеністю (після кисню) хімічним елементом у земній корі. Його кларки у земній корі – 29,5, у ґрунті – 33, в океані – 5х10-5. Однак, незважаючи на величезну поширеність кремнію та його сполук у природі (кварц та силікати становлять 87% літосфери), біогеохімічні цикли кремнію (особливо на суші) вивчені ще недостатньо.

Недарма В.І. Вернадський вважав, що ніякий організм у біосфері не може існувати без кремнію, необхідного для утворення клітин та тканин рослин та тварин, їх скелетів. Жива речовина витягує кремній з природних вод і ґрунтів для живлення та функціонування біохімічних процесів, вивільняючи його потім з екскрементами та при відмиранні. Внаслідок відмирання мільярдів організмів величезні маси кремнезему відкладаються на дні водойм. Так формується біогеохімічний цикл кремнію. В.І. Вернадський наголошував, що історію кремнезему не можна зрозуміти без вивчення результатів життєдіяльності організмів.

М.Страхов довів можливість виключно біогенного вилучення SiO2 із поверхневих вод. Однак надходження розчиненого кремнезему в океан з суші недостатньо для нормального розвитку фітопланктону. Саме тому в помірних та тропічних широтах в океані слабо розвинені організми з крем'янистим скелетом. При існуючій насиченості води кремнеземом для розвитку фітопланктону діатомових водоростей кожен атом кремнію повинен протягом року використовуватися багаторазово (десятки і навіть сотні разів). З усієї маси кремнезему, продукованого в поверхневому фотосинтезуючому шарі, донних відкладень досягає не більше 0,1 частини, а нерідко це лише 0,05-0,01 частина. Решта кремнію знову переходить у водорозчинний стан. Надалі він захоплюється з води новими поколіннями діатомових водоростей, крем'янистих губок і радіолярій. Тим не менш, частина решток кістяків діатомового планктону, що доходить до дна 0,1-0,01, призводить до значних за масштабами накопичень осадових крем'янистих порід. Ця гілка кругообігу кремнію відносно статична і необоротна і частина кремнезему саме таким шляхом виводиться з біогеохімічного кругообігу.

Для нас важливіша інша, динамічніша гілка круговороту, яка і є власне циклічною. Це той кремній, який багато разів за рік переходить з організмів фітопланктону у навколишнє середовище та назад. У цих переходах проявляється найбільш важлива функція водного біогеохімічного циклу кремнію – функція масо- та енергоперенесення речовини з поверхневих глибших зон Світового океану.

Друга особливість біогеохімічного циклу кремнію у Світовому океані – його нерозривний зв'язок із вуглецем.

Континентальна гілка круговороту кремнію складна. Водна міграція кремнезему тісно пов'язана з ландшафтно-геохімічними умовами: складом рослинності та літологією підстилаючих відкладень. Рухливість кремнезему різко зростає із збільшенням рН середовища, особливо у лужному інтервалі. При рН = 10-11 концентрація кремнезему може досягати 200 мг/л. Сильно збільшує розчинність аморфного кремнезему та підвищення температури. Сульфати, бікарбонати та карбонати магнію та кальцію різко знижують розчинність кремнезему та викликають його осадження. У разі сильнокислого середовища рН=1-2 розчинність кремнезему також сильно підвищується. Деякі рослини є концентраторами кремнію.

Потужним механізмом, що приводить в рух цей кругообіг є рослинний покрив суші, в якому відбуваються різноманітні процеси утворення кремнію, що містять органогенних мінералів (біолітів). Під біолітами у разі розуміються мінерали, що утворюються всередині організму у його життєдіяльності. Їх роль у кругообігу кремнію надзвичайно велика, але вивчена недостатньо. В основному кремнезем інкрустує клітинні оболонки. Найбільше біолітів кремнезему містять злаки, осоки, хвощі, папороті, мохи, пальми, хвоя сосен, ялин, листя та кора в'яза, осики, дуба. У золі ковил вміст кремнезему за даними Парфьонова і Ярилова може досягати 80%. У стовбурах бамбука іноді виявляються утворення, складені опалом, що досягали завдовжки 4 см і мали масу до 16 г! Генезис ґрунтової кремнекислоти в деяких умовах безпосередньо пов'язаний із накопиченням цього елемента живими організмами. Найбільш яскравий приклад – утворення солод, кремнекислота яких накопичувалася завдяки діяльності діатомових водоростей. У процесі життєдіяльності синьо-зелених водоростей відбувається «захоплення» заліза, марганцю та кремнезему з утворенням біолітів. Співвідношення процесів накопичення та винесення кремнезему в умовах помірної зони зрушено у бік накопичення. Рослинний покрив суші, особливо хвойні ліси, виступає як потужний механізм, що перекачує маси кремнезему з гірських порід, ґрунтів та природних вод, і повертає їх знову у ландшафт у формі біолітів. Надалі опал біолітів перетворюється на халцедон і навіть у вторинний кварц. Значна частина кремнекислоти біолітів включається в активну міграцію в грунтово-грунтових водах у формі колоїдних і істинних розчинів.

Внаслідок впливу аерозолів кремнезему на живі організми (тварини та людина) розвивається серйозне захворювання – силікоз.

Біогеохімічні цикли алюмінію, заліза та марганцю

Як Ви вже знаєте, алюміній один із трьох найпоширеніших елементів земної кори. Його кларк – 8,05. Залізо за поширеністю посідає друге місце після алюмінію серед металів та четверте серед усіх елементів земної кори. Його кларк складає 4,65. Вміст марганцю в земній корі значно нижчий від -0,1%. Ці два елементи займають сусідні місця у періодичній системі елементів Д.І. Менделєєва і мають подібну будову електронних оболонок. Проте марганець мігрує активніше, т.к. значення рН, у якому випадає осад його гідроксид, вище, ніж заліза. Залізо і марганець активно залучаються до біологічного кругообігу, оскільки входять до складу багатьох ферментів. Залізо бере участь у освіті хлорофілу і входить до складу гемоглобіну. Марганець бере участь в окисно-відновних реакціях – диханні, фотосинтезі та засвоєнні азоту. Участь алюмінію в біологічному кругообігу обмежена. Хоча в земній корі це найпоширеніший метал, його біофільність дуже низька, кларк живої речовини всього 5х10-3.

Біогеохімічні цикли заліза і марганцю вирішальною мірою залежать від умов зволоження, реакції середовища, ступеня аерації ґрунту, умов розкладання органічної речовини. Міграція алюмінію меншою мірою залежить від окислювально-відновних умов, оскільки він має постійну валентність. У той же час, амфотерність цього елемента зумовлює сильну залежність його міграції від кислотно-основних умов середовища: у сильно кислому середовищі він поводиться як катіон, а в сильно лужному – як аніон. У нейтральних та слаболужних водах степів і пустель він майже не мігрує, найбільш висока рухливість цього металу в сильно кислих водах районів активного вулканізму та зон окиснення сульфідних родовищ. Під захистом органічних колоїдів алюміній активно мігрує у болотяних водах. Тим не менш, інтенсивність міграції алюмінію в цілому значно нижча, ніж у заліза та марганцю, а його мінерали стійкіші. Слабка рухливість алюмінію визначає залишкове (за рахунок винесення більш рухливих елементів) накопичення його гідроксидів у корі вивітрювання вологих тропіків та утворення бокситів.

Відомо, що сполуки алюмінію, заліза та марганцю в ґрунтах з промивним режимом мігрують у вертикальному напрямку та утворюють ілювіальні горизонти, збагачені полуторними оксидами та марганцем. Багатьма дослідниками доведено, що міграція полуторних оксидів за умов промивного типу водного режиму відбувається як високодисперсних золів, стабілізованих кислим гумусом. При цьому важливу роль відіграє створення анаеробної обстановки, що зумовлює утворення сполук двовалентного заліза та марганцю. Вирішальне значення мають агресивні фульвокислоти, що руйнують ґрунтові мінерали і утворюють з алюмінієм, залізом та марганцем легкорухливі комплексні сполуки.

З'єднання заліза і марганцю активно мігрують з бічним внутрішньоґрунтовим стоком, утворюючи скупчення конкрецій у болотах. Лугових та глеєвих ґрунтах, мілководних озерах та лагунах. Це свідчить про здатність цих з'єднань мігрувати на великі відстані. Осадження заліза в акумулятивних ландшафтах відбувається у вигляді карбонатів заліза, оксидів різного ступеня гідратованості, а також фосфатів та гуматів. У степах і пустелях умовах лужного середовища ці елементи мігрують слабо.

Міграція заліза та марганцю можлива і у складі живої речовини. Після відмирання організмів та його мінералізації у грунті частина цих елементів закріплюється у грунті, інша частина надходить у природні води. Повертаючись у ґрунт, вони починають новий біогеохімічний цикл.

Внаслідок процесів вивітрювання залізо у величезних кількостях виноситься в океани. Винесення заліза річками в океан відбувається у різноманітних формах – у вигляді грубих суспензій уламків мінералів і порід, що містять залізо в кристалічній решітці (силікатів, у т.ч. глинистих мінералів), у вигляді колоїдів, що містять залізо в абсорбованому стані, у вигляді гідратів, гуматів та органічних з'єднань закисного заліза.

Нестача заліза призводить до рослин до захворювання, відомого під назвою хлороз. Однак безпосереднє накопичення заліза у значних кількостях характерне лише для небагатьох організмів. У цьому відношенні унікальні залізобактерії, що окислюють двовалентне залізо, внаслідок чого утворюється лимоніт. Діатомові водорості здатні засвоювати залізо із нерозчинних колоїдів. Залізо споживає і зоопланктон із червоною кров'ю (дрібні рачки). При загибелі цих організмів та розчинення детритових частин певна кількість заліза також переходить у розчин у вигляді гідратів та інших форм. Як особливі випадки концентрації заліза організмами можна відзначити наявність магнетиту і гетиту в зубах деяких сучасних гастроподів.

Біогеохімічний цикл заліза і марганцю суттєво порушується техногенними процесами, причому, незважаючи на значно вищий вміст у земній корі заліза, технофільність цих елементів приблизно дорівнює. У ноосфері алюміній відіграє виключно важливу роль, але технофільність його майже в 100 разів нижча, ніж залізо.

Біогеохімічні цикли важких металів

Тяжкими металами зазвичай називають хімічні елементи, що мають атомну масу більше 50 одиниць. Незважаючи на порівняно низьку поширеність цих елементів у природі, вони дуже впливають на біогеохімічні процеси в біосфері. Так як багато з них надають виражену токсичну дію на живі організми.

Численними дослідженнями встановлено, що найбільш токсичними є 9 елементів: Cr, As, Ni, Sb, Pb, Vo, Cd, Hg, Ta. Польські вчені провели ранжування важких металів за потенціалом забруднення на 4 групи. До групи елементів із дуже високим потенціалом забруднення віднесено кадмій, ртуть, свинець, мідь, талій, олово, хром, сурма, срібло, золото.

До групи елементів із високим потенціалом забруднення відносяться вісмут, уран. Молібден, барій, марганець, титан, залізо, селен, телур. До групи елементів із середнім потенціалом забруднення відносяться фтор, берилій, ванадій, рубідій, нікель, кобальт, миш'як, германій, індій, цезій, вольфрам. Елементи із слабким потенціалом забруднення – стронцій, цирконій, лантан, ніобій.

Як видно, 4 метали з першої групи (з дуже високим потенціалом забруднення) – свинець, ртуть, кадмій та хром

Певною мірою кожне велике місто є причиною виникнення біогеохімічних аномалій, у тому числі й небезпечних для людини.

Загальновідомо, що накопичення свинцю та цинку відбувається у зонах інтенсивного руху автотранспорту, вздовж автострад та в індустріальних центрах. Ґрунти у сільській місцевості містять у 10-20 разів менше свинцю. Чим ґрунти міст. Свинець має здатність накопичуватися в органічній речовині ґрунтів.

Доступність важких металів рослинам залежить від виду рослин, ґрунтових та кліматичних умов. У кожного виду рослин концентрації важких металів можуть варіювати у різних частинах та органах, а також залежать від віку рослин.

До ґрунтових факторів, що істотно впливають на доступність для рослин важких металів відносяться: гранулометричний склад, реакція середовища ґрунту, вміст органічної речовини, катіонообмінна здатність та дренаж. У більш важких ґрунтах менша небезпека можливої ​​адсорбції рослинами надлишкової (токсичної) кількості важких металів. З підвищенням рН ґрунтового розчину зростає ймовірність утворення нерозчинних гідроксидів та карбонатів. Склалася думка, що для зниження до мінімуму доступності токсичного металу у ґрунті необхідно підтримувати рН не нижче 6,5. Метали можуть утворювати складні комплексні сполуки з органічною речовиною ґрунту, і тому у ґрунтах із високим вмістом гумусу вони менш доступні для поглинання рослинами. Обмінна ємність катіонів залежить, головним чином, від вмісту та мінералогічного складу глинистої частини ґрунтів та вмісту в них органічної речовини. Чим вище обмінна ємність катіонів, тим більше утримує здатність ґрунтів по відношенню до важких металів.

Надлишок води у ґрунті сприяє появі в ній металів з низькою валентністю у більш розчинній формі.

Пріоритетні забруднювачі біосфери – ртуть, свинець, кадмій, цинк, мідь. Збільшення їх концентрації у воді, ґрунті, повітрі та біоті є прямим показником небезпеки для тварин та людини.

Азот становить майже 78% атмосфери. Основна його частина утворює молекули N 2 із двох атомів Більшість організмів не здатна використовувати цей азот через міцний зв'язок атомів. Для них необхідний азот у таких хімічних формах, як аміак, іони амонію, нітрат- та нітрит-іони, які беруть участь у хімічних реакціях з киснем. Тому для цього біогеохімічного циклу важливий зв'язаний азот.

Природний біогеохімічний цикл азоту показано на рис.16. Сумарний потік азоту в біосферу становить близько 14 10 10 т/р. Головний постачальник зв'язаного азоту – азотфіксуючі бактерії. Найбільш відомі з них перебувають у бульбах бобових рослин. На їхній діяльності заснований традиційний метод підвищення родючості. На полі вирощують бобові культури, потім їх заорюють, накопичений у бульбах азот переходить ґрунт. Наступного року поле засівають іншими культурами, які використовують цей азот. Деяка кількість азоту зв'язуватиметься під час грози. Електричний розряд нагріває повітря до температури, коли утворюються різні оксиди азоту. Як і у випадку з вуглецем, певна кількість сполук азоту надходить із надр Землі.

Зворотний процес – відновлення нітрат-іонів виконує ланцюжок бактерій:

· Амоніфікуючі бактерії розкладають азотисті органічні сполуки, утворюючи аміак (NH 3) або іони амонію (NH 4 +);

· Бактерії нітрифікатори окислюють аміак в азотисту кислоту - NO 2 -. (Нітрити);

· Нітратні бактерії переводять азотисту кислоту в азотну кислоту - NO 3 - (нітрати) і цикл починається знову.

Мал. 15. Біогеохімічний кругообіг азоту

Антропогенний потік азоту у біосферуприблизно дорівнює природному. Найбільший внесок дає застосування азотних добрив (8 10 10 т/г). Наслідком можливо збільшення вмісту в продуктах нітритів, нітратів і нітрозамінів з широким спектром токсичної дії.

Джерелом оксидів азоту (2·10 10 т/г) є багато металургійних процесів, транспорт і спалювання палива при виробництві тепла та електроенергії. Оксиди азоту беруть участь в утворенні кислотних дощів та фотохімічного смогу.

Екосистеми засвоюють певну кількість азоту. Його надлишок вимивається та накопичується у водоймах. Процес збільшення у воді біогенних елементів (не лише сполук азоту) називається евтрофікацією. Її основні причини – скидання у водойми промислових та комунальних стічних вод, хімізація сільського господарства та концентрація тваринництва. Нині це охопило 90% всіх озер світу. Процес викликає часом незворотні порушення водних екосистем та погіршує якість вод (див. розділ 6.2.3.). Основні заходи зниження евтрофікації: очищення стоків та контроль за використанням добрив.