2. Біогеохімічні цикли

Рушійною силою цих кругообігів служить в кінцевому рахунку енергія Сонця. Фотосинтезуючі організми безпосередньо використовують енергію сонячного світла і потім передають її іншим представникам біотичного компонента. У результаті створюється потік енергії і поживних речовин через екосистему. Необхідно ще відзначити, що кліматичні чинники абіотичним компонента, такі, як температура, рух атмосфери, випаровування і опади, теж регулюються надходженням сонячної енергії.

Цикли масообміну і розподіл мас хімічних елементів у біосфері. Цикл натрію

Переважання розчинної катіона в біосфері обумовлює присутність великих мас натрію у всіх типах природних вод, в яких він пов'язаний

1 лютого

еквівалентними співвідношеннями з аніонами С1 'Б04 "і частково з НСО3. В педосферу натрій відіграє важливу роль у процесах катіонного обміну. Високий вміст натрію в поглиненому комплексі грунтів сприяє диспергации грунтових агрегатів і утворення солонців. Натрій бере активну участь у засолении грунтів, в яких він утворює солі з СГ та Б04. Маса натрію в педосферу поки не визначена кількісно. Незважаючи на активну участь у континентальному Галогенез, величезна акумуляція натрію в океані характеризує натрій як типовий талассофільний елемент.

В організмах солі натрію (головним чином хлориди) мають важливе значення. Хлорид натрію є обов'язковим компонентом рідких тканин тварин (плазми, крові, лімфи) і клітинного соку рослин, відіграє важливу роль у підтримці кислотно-лужної рівноваги, регулює осмотичний тиск і впливає на вміст води в тканинах і ін У силу важливою фізіологічної ролі хлорид натрію у великій кількості поглинається рослинними і особливо тваринними організмами, його недолік викликає важкі захворювання. Жива речовина Землі протягом року пропускає через себе близько 4,6109 т натрію, причому на суші в біологічний круговорот втягується 0,2 -109т а в океані майже в 20 разів більше. Натрій активно сорбується опадами морів, тому в осадової оболонці міститься його велика маса.

Глобальний цикл хлору.

У біологічний круговорот на суші захоплюється близько 0,34 * 109 т / рік хлору. У морській воді його концентрація значно вище і він становить близько 3% сухої маси організмів. Протягом року біота Світового океану залучає в круговорот приблизно 4,4 * 109 т хлору, тобто на порядок більше ніж на суші. Як випливає з викладеного, в структурі глобальних циклів массобмена натрію і хлору багато спільного: переважання добре розчинних форм, активна водна міграція з континентів в океан і поворотний атмосферне перенесення значних мас з океану на сушу, провідна роль обох елементів у процесі галогенеза.

Глобальний цикл вуглецю.

Циклічні процеси масообміну вуглецю мають особливо важливе значення для біосфери. Розподіл мас цього елемента наступне. В атмосфері по уточненими даними (Г.В. Войткевич, 1986) знаходиться 2450 * 109 т вуглецю. Щорічна нетто-біопродукція екосфери по С складає ~ 60 Гт. Така ж кількість звільняється в процесах дихання і деструкції. Період оновлення вуглецю в біосфері 60 років (для біомаси 10 років). В океані вуглець (крім його вмісту в живих організмах) присутній у двох основних формах: у складі органічної речовини (розчиненого у воді і частково знаходиться у вигляді зважених дісперстних частинок) і в складі взаємопов'язаних іонів НСО ~ 3, СО "3 і СО2.

Як зазначено раніше, основна маса живих організмів знаходиться на суші і в перерахунку на суху речовину становить 2500 * 109 т.

Закономірності розподілу вуглецю в земній корі показують, що існує дві головні групи форм знаходження вуглецю: карбонатні і органічні сполуки. Слід підкреслити, що і ті й інші біогенні. Карбонати небіогенного походження - досить рідкісний виняток із загального правила (наприклад, вулканічні карбонатити).

Сучасний глобальний біогеохімічний цикл вуглецю складається з двох великих циклів більш низького рангу. Перший з них обумовлений зв'язуванням вуглекислого газу в органічну речовину шляхом фотосинтезу і новим утворенням СО2 в процесі трансформації первинного органічної речовини організмами - гетеротрофами і грунтовими мікроорганізмами. Якби цей цикл був повністю замкнутим, то кількість поглиненого при фотосинтезі вуглекислого газу має повністю повертатися у вихідний резервуар-атмосферу. Насправді цього не відбувається.

Тільки на суші (у гумусі педосферу) за час не більше 1000 років накопичено вуглецю в 2 рази більше, ніж його міститься в атмосфері.

Другий великий біогеохімічний цикл вуглецю пов'язаний із взаємодією СО2 атмосфери та природних вод. Між газами тропосфери і поверхневим шаром океану існує рухлива рівновага. Розчинність газів у воді залежить від тиску, температури, а також від кількості розчинених солей. Збільшення розчинності у міру зростання парціального тиску згідно залежності Дальтона-Генрі. У прісній воді гази розчиняються більше, ніж у солоній, але кількість прісної води на поверхні Землі незмірно менше, ніж солоної. В результаті розорювання земель, будівництва міст і доріг, вирубки лісів біомаса рослинності суші скоротилася приблизно на 25%. Відповідно змінилися маси хімічних елементів, що беруть участь в біологічному кругообігу, маса зв'язується вуглецю і виділяється кисню. Ще більший деструктивний ефект викликає спалювання мінерального палива, що супроводжується вилученням значних мас кисню з атмосфери і утворенням газоподібних сполук вуглецю. Серед ці сполук переважають СО і СО2. Сумарне надходження вуглецю з техногенних витоків в атмосферу оцінюється в 5 * 109 т / рік. Надходження зазначеної кількості в глобальний кругообіг вуглецю не деформує розподіл мас елемента в біосфері, але може мати наслідки у зв'язку із згаданим раніше «парниковим ефектом».

На закінчення відзначимо, що спалювання більше 90% горючих речовин відбувається в північній півкулі, що відбивається на нерівномірному розподілі оксиду вуглецю. Максимальні концентрації СО2 приурочені до смуги між 40 і 50 ° с. ш., де розташовані головні центри індустрії.

Вплив живої речовини на геохімію кисню і водню в біосфері.

Кисень на Землі - перший за поширеністю елемент.

Вихідним "сировиною" для утворення кисню допомогою реакцій фотолізу і фотосинтезу служить вода. Зв'язування 1г вуглецю в органічну речовину при реакції фотосинтезу супроводжується виділенням приблизно 2,7 г кисню в результаті розщеплення молекул води. Як раніше згадувалося, наявність органічної речовини встановлено в древніх осадових відкладеннях, що мають вік до 3,8 млрд.лет. Отже, виділення кисню при фотосинтезі тривало протягом величезного часу. Згідно з даними А. Б. Ронова та ін (1976) можна вважати, що в осадової оболонці Землі міститься близько 15 * 1015т Сорг. Цій кількості відповідає 40 * 1015т О2. В даний час в

15 15

атмосфері міститься 1,185 * 10 т кисню. Отже, більше 38 * 10 т О2 було витрачено на процеси окислення.

Виходячи з продуктивності рослинного покриву Світовий суші, що не порушеного людиною, виділення кисню можна оцінити в 220 * 109т О2 в рік. В даний час після вирубки частини лісів і знищення природної рослинності на великій площі продуктивність рослинності, як уже говорилося, скоротилася приблизно на 25% і виділення кисню становить близько 165 * 109т/год. Фотосинтез в океані (продукція Сорг від 40 до 60 * 109т/год) поставляє в атмосферу від 110 * 109 до 160 * 109 Сорг, в середньому 130 * 109т О2 в рік. Сумарне виділення кисню фотосинтетиками суші і океану складає близько (300-350) * 109т/год.

Кількість кисню в атмосфері одно 1,185 * 1015т. При виділенні кисню (280-300) * 109т/год вказану кількість може бути подвоєно приблизно за 4000 років. Але цього не відбувається, тому що протягом року різними шляхами розкладається таку кількість органічної речовини, що майже дорівнює освіченій при фотосинтезі, і при цьому поглинається майже весь кисень. Проте завдяки збереженню частини органічної речовини вільний кисень поступово накопичувався в атмосфері.

Другий міграційний цикл вільного кисню пов'язаний з масообміном в системі тропосфера - природні води. У 1л води розчинено від 2 до 8 см О2. Отже, у воді океану знаходиться від 3 * 109 до 10 * 109м3 розчиненого кисню. Холодна вода високих широт поглинає кисень; надходячи з океанічними течіями в тропічний пояс, вона виділяє О2. Поглинання і виділення кисню відбуваються також при зміні теплих і холодних сезонів року. За підрахунками А. П. Виноградова (1967) у річній массообмен між атмосферою і океаном втягується близько 0,5% атмосферного кисню, тобто 5900 * 109 т. Це майже в 20 разів більше биогенного продукування кисню.

З кругообігом кисню тісно пов'язане утворення озону. 1т = О2 = 2О; О + О2 = О3

5% надходить на Землю сонячної енергії витрачається на утворення озону. Глобальний цикл сірки.

Сірка-характерний представник групи активно дегазіруемих елементів. Водночас надходження сірки в атмосферу в порівнянні з інертними газами або СО2 сильно утруднено. Це пов'язано з наступними обставинами. Серед газоподібних сполук сірки, що виділяються з вулканічними газами, найбільш звичайними є діоксид сірки IV і сірководень. У процесі активного дегазації мантії і проходження через товщі гірських порід розчиняються в підземних водах. При цьому Н2б активно відновлює важкі метали, утворюючи важко розчинні сульфіди, головним чином дисульфід заліза (пірит), а БО2 частково зв'язується в складі також погано розчинних сульфатів кальцію, барію, стронцію. У результаті зазначених реакцій значна частина дегазіруемих сполук сірки трансформується в тверді мінерали, серед яких найбільш поширений пірит Бе82.

Частина дифундуючих через земну кору газоподібних сполук сірки, а також сірчані гази вулканічних викидів і газово-рідких виділень наземних і підводних гидротерм надходить в систему Світового океану і педосферу. При цьому значна частина газів захоплюється бактеріями в своєрідний мікробіологічний круговорот.

Сірка - обов'язковий компонент живої речовини в силу того, що вона входить до складу білків, в молекулярній структурі яких відіграє важливу роль. У складі живої речовини Світовий суші, утвореного в основному вищими рослинами, концентрація сірки невелика - за даними Х. Боуена 0,34% сухої біомаси. У тварин і бактеріях за великого вмісту в біомасі білків концентрація сірки значно вище. Відношення С: Б в білках близько 16, в вуглецю - 80, в наземних рослинах - більше 200, в тварин - близько 70. Кількість сірки, що знаходиться в біомасі суші, так само 8,5 * 109т, в ФОТОСИНТЕТИКА океану - 0,07 * 109т, в консументам океану - 0,05 * 109т. Концентрація сірки в неживому органічній речовині суші (лісових підстилках, торфі, гумусі грунтів), по видимому, близька до 0,5% сухої речовини. Якщо ця цифра достовірна, то маса сірки, що знаходиться в органічній речовині педосфери, дорівнює 15,5 * 109т.

Як випливає з викладеного, своєрідність глобального циклу сірки в біосфері обумовлено наступними трьома причинами. По перше, здатністю цього елементу під впливами мікробіологічних процесів утворювати газоподібні з'єднання (Б02, І28 і деякі інші) і завдяки цьому активно брати участь у масообмінного між сушею і океаном, з одного боку, і атмосферою - з іншого. По друге, трансформацією сірчистих газів в добре розчинні сульфати і заміною газової міграцією сірки на водну. Це відбувається завдяки швидкому окисленню відновлених і недокісленних сірчистих газів киснем атмосфери і утворенням добре розчинних сульфатів, легко вимиваються з атмосфери та включаються до водну міграцію. У третьому, широким розвитком сульфатредуцирующих бактеріальних процесів у водних басейнах і гідроморфних ландшафтах, у які надходять з водою розчинені сульфати. Утворений при руйнуванні сульфатів сірководень переводить розчинені у воді залізо і інші метали в форму важкорозчинних сульфідів, які йдуть у опади морів і надовго міцно пов'язують великі маси сірки.

Так, фототрофні пурпурні сірчані бактерії окислюють сірководень з утворенням в якості метаболіту сульфату: І28 + СО2 = СН2О + БО42-

Умовою для продовження діяльності сірчаних бактерій є видалення головного продукту обміну - сульфат - іонів; видалення забезпечується діяльністю вторинних бактерій, для яких субстратом служить сульфат, а метаболітом - сірководень. Цією реакцією закінчується малий цикл сірки. Надходження сполук сірки, утворених в результаті господарської діяльності людей, в атмосферу, педосферу і природні води є одним з найбільш сильних проявів впливу людства на довкілля. Основний техногенний потік сірки в атмосферу пов'язаний з емісією сірчистих газів, що утворюються при спалюванні мінерального палива і виплавки металів.

 2 - 

 окислюється до БО4 що є найпоширенішим іоном атмосферних опадів. Загальна кількість сірки, що надходить в атмосферу з індустріальних витоків, становить близько (100-110) * 109т Б на рік. Певний внесок у рух мас водорозчинних сполук сірки, зокрема у водний стік з континентів, вносить змив мінеральних добрив-близько (20-30) * 109т на рік. Приблизно така ж кількість сірки надходить зі стічними водами промислових підприємств хімічної, гірничої та металургійної промисловості. 

 Глобальний цикл азоту. 

 Азот - один з елементів, що відокремилися в газовій фазі вже на етапі формування Землі в процесі ударної дегазації. Надалі виділення газоподібних сполук азоту з надр Землі тривало при виверженні вулканів, виносі гидротерм і газових струменів. Газоподібний молекулярний азот завдяки хімічній інертності є найбільш стійкою формою знаходження цього елемента. З цієї причини Ж2 спочатку акумулювався в атмосфері, а не концентрувався у формі розчинених сполук у воді океану, як хлор, або у формі нерозчинних сполук в опадах океану, як вуглець у складі карбонатних товщ. У даний час надходження газоподібних сполук азоту з надр Землі в атмосферу, мабуть, близько 1,0 * 106т/год. 

 Основна маса азоту в формі Ж2 зосереджена в атмосфері, в якій міститься в кількості 3866000 * 109т. Частина газу Ж2 розчинена у воді Світового океану. При рівновазі газів атмосфери з водою океану в останньому може бути розчинене від 115 000 * 109т до 200000 * 109т N2. 

 В океані азот присутній також у вигляді розчинених іонів, у складі розчиненого і дисперсно - взвещенного органічної речовини. Маса азоту, що знаходиться у формі розчинених іонів N114 +, Ж) 2 - і Ж) 3 -, становить 685 * 109т. Отже, головним постановником азоту в біосферу є надра Землі, основним накопичувачем - атмосфера, точніше - тропосфера. Поряд з Ж2 в атмосферу систематично надходять інші газоподібні сполуки азоту: ЖН3, Ж2О, ЖО NО2. Їх накопичення не відбувається завдяки фотохімічним реакціям. Фотохімічна дисоціація пари води з подальшою дисоціацією водню сприяє присутності сильного окислювача ОН-. Радикал (ОН-) з'єднується з ЖО, ЖО2, утворюючи азотисту і азотну кислоти, а надалі їх солі - нітрити та нітрати. Поряд з оксидами азоту в атмосфері присутній відновлене з'єднання азоту - аміак. У кислородсодержащей атмосфері він реагує з оксидами сірки і утворює кислий сульфат амонію ЖЩНБОф Це з'єднання, так само як нітрати і нітрити, легко вимиваються атмосферними опадами. Основна частина цього елемента, що знаходиться в атмосфері в хімічно неактивній формі Ж2, недоступна для головних продуцентів-зелених рослин суші. Але хімічна неактивність молекулярного азоту не означає його геохімічної стабільності. Існують деякі види бактерій, здатні активізувати молекулярний азот і пов'язувати його в хімічні сполуки. Цей процес одержав назву Фиксации азоту. Промислова фіксація азоту йде в присутності каталізаторів при 1 ~ 500 ° С і тиску ~ 300 атм. 

 В організмах велика частина азоту присутня у формі сполук, до складу яких входить аминогруппа ЖН2, або у вигляді амонію. У процесі біохімічної фіксації розщеплюється молекула Ж2 і атоми аміаку. Цей процес протікає за допомогою ферменту нітрогенази. Аміак і іон ЖН4 +, можуть поглинатися корінням рослин і як уже зазначено, входити до складу амінокислот. 

 Фіксацію азоту здійснюють окремі спеціалізовані бактерії сімейства Azotobacteгacea і в певних умовах синьо-зелених водоростей. Найбільш продуктивні азотофіксуючих бульбочкові бактерії, що утворюють симбіози з бобовими рослинами. Масам азоту, що фіксується з повітря грунтовими бактеріями до початку господарської діяльності людини, оцінюється різними авторами від 30-40 до 200 * 106 т / рік. В даний час до цього додається штучна біологічна фіксація, одержувана за допомогою бобових сільськогосподарських рослин (близько 20 * 109 т / рік), а також промислова фіксація азоту з повітря перевищила 60-90 * 106 т / рік. 

 Розглянутий цикл-фіксація молекулярного азоту - аммонификация мертвого органічної речовини - нітрифікація - денітрифікація має найбільш важливе значення для глобального масообміну азоту, так як цей цикл забезпечує основний потік азоту з його головного резерву - атмосфери. Крім того з атмосфери виводиться певна кількість ^ окисляемого в результаті електричних розрядів і потім вимивається у вигляді іона Ж) з ", але ця кількість значно менше маси біологічно фіксованої азоту і становить (10-40) * 106 т / рік. 

 Частина азоту виводиться з біологічного кругообігу і акумулюється в мертвому органічному речовині. Цей своєрідний запас азоту в лісових підстилках, торфі і грунтовому гумусі постійно підтримується в педосферу і свідчить про деяку загальмованості біологічного кругообігу. 

 Промислова фіксація атмосферного азоту - найбільш сильне втручання людства в систему природних глобальних циклів масообміну хімічних елементів у біосфері. Крім того, значна кількість азоту (близько 40 * 106 т / рік) у формі оксидів надходить в атмосферу з викидами промислових підприємств і транспорту, що утворюються при спалюванні мінерального палива, а також у гідросферу з побутовими та промисловими стоками. 

 Кругообіг азоту пов'язаний з кругообігом вуглецю. Співвідношення між цими елементами у складі глобальної біомаси постійно: З N = 55:1. Кругообіг азоту становить 1Гт/г.В грунті С: К = 

 Інформація, релевантна "2. Біогеохімічні цикли"

1.  Лекція № 6 Біосфера. Біогеохімічні цикли. Ноосфера.
     цикли.
   
2. Круговорот газоподібних і осадових ЦИКЛОВ
     біогеохімічні кругообіги підрозділяють на 2 основних типи: кругообіг газоподібних речовин і осадові цикли. Кругообіг газоподібних речовин - полягає у переміщенні поживних речовин з атмосфери та гідросфери в живі організми і назад; вони швидкоплинні і тривають від кількох годин до декількох днів. Осадові цикли включають рух поживних речовин між земною
   
3. Кругообігу ВОДИ, вуглецю, азоту, фосфору і сірки.
     біогеохімічному циклі, весь запас води на Землі розпадається і відновлюється за 2 млн. років Кругообіг вуглецю. У кругообігу вуглецю, точніше, найбільш рухомий його форми - вуглекислого газу - чітко простежується його переміщення по трофічних ланцюгах: продуценти, що вловлюють вуглець у складі вуглекислого газу при фотосинтезі, консументи - поглинаючі вуглець у складі
   
4. Використана література
     цикли кон'юіктури / / Избр. соч. М., 1993. 2. Модельскі Дж., Томпсон У. Хвилі Кондратьєва, розвиток світової еко-номіки і світова політика / / Питання економіки. 1992. № 10. 3. Цимбурський В. Л. Військові цикли: проблема, гіпотеза, модель / / Поліс. 1996. № 3. 4. AgnewJ., Cobridge S. Mastering Space. Hegemony, Territory and International political Economy. London; New York, 1995. 5. Goldstein
   
5. § 5. Сімейний календар
     цикли (круги) - матримоніальний, дітородний і летальний,-що знаходилися в цепочной взаємозв'язку. Структура циклів пояснюється з позицій багатофакторного підходу. Провідну роль грали природні (сезонні і кліматично), господарські та релігійні чинники. Деякі фактори діяли в одному напрямку і підсилювали один одного. Вектори впливу інших могли бути спрямовані в різні сторони і
   
6. Круговорот біогенних елементів та їх модифікацій.
     биогеохимическими циклами. Суть циклу в тому, що хімічні елементи, поглинені організмом, згодом його покидають, йдуть у абиотическую середу, потім, через якийсь час, знову потрапляють в живий організм і т.д. Такі елементи називаються біофільние (біогенними). Дані елементи або їх з'єднання необхідні для життєдіяльності організмів, їх зростання, розмноження. Елементи,
   
7. 4.2. Цикли гегемонії П. Тейлора
     цикли з Кондратьєвського циклами світової економіки. Гегемоністські цикли включають тривалий контроль за капіталовкладеннями на світовому ринку, який багато в чому підтримує існування влади гегемона. Ці капіталовкладення створюють миро-системну (в даному випадку гегемон) інфраструктуру. Широка система транспортних, інших комунікаційних і фінансових мереж є необхідною вимогою
   
8. 7.2. Еволюція видів і біосфери
     біогеохімічних процесів безсумнівна хота б вже тому, що основні числа, що характеризують ці процеси є видовими ознаками, мінливими в процесі еволюції, що саме вивчення цієї зв'язку дозволить розкрити взаємовідношення між постійністю життя як цілого в геохімії та її еволюцією як цілого в біології. Можна підійти до цієї проблеми точним шляхом, шляхом вивчення загального ефекту життя
   
9. ТЕОРЕТИЧНІ ПРОБЛЕМИ СВІТОВИХ ГЕОПОЛІТИЧНИХ ЦИКЛОВ
     цикли «великих воєн» з XVII в. по першу половину XX в. На відміну від А. Тойнбі він розбиває XVII-XX ст. на «ери» від завершення однієї «великої війни» до кінця наступного, об'єднуючи їх в одному висхідному русі (це означає, що від одного покоління до подальшим передаються страждання попередньої «великої війни») [Goldstein, 1988]. Відомий сучасний геоісторік і соціолог І. Валлерстайн
   
10. III. Біогенна міграція хімічних елементів і біогеохімічні принципи.
      біогеохімічний принцип був тісно пов'язаний зі здатністю живої речовини необмежено розмножуватися в оптимальних умовах. "Вихор атомів", який представляє собою життя, за визначенням Жоржа Кюв'є, прагне до безмежної зкспансіі. Наслідком цього і є максимальний прояв біогенної міграції атомів в біосфері. II біогеохімічний принцип, по суті, зачіпає кардинальну