Schéma a popis biogeochemického cyklu dusíka. Biogeochemické cykly (biogeochemické cykly) sú cyklické metabolické procesy medzi rôznymi zložkami biosféry, spôsobené životne dôležitou činnosťou organizmov. Prechádzky v prírode

Dusík je jedným z prvkov, ktoré sa oddelili v plynnej fáze už v štádiu vzniku Zeme v procese šokového odplyňovania. Následne pokračovalo uvoľňovanie plynných zlúčenín dusíka z útrob Zeme pri sopečných erupciách, odstraňovaní hydroterm a výtryskov plynu. Plynný molekulárny dusík je vďaka svojej chemickej inertnosti najstabilnejšou formou tohto prvku. Z tohto dôvodu sa N2 spočiatku hromadil v atmosfére, namiesto toho, aby sa koncentroval vo forme rozpustených zlúčenín v oceánskej vode, ako je chlór, alebo vo forme nerozpustných zlúčenín v oceánskych sedimentoch, ako je uhlík v uhličitanových vrstvách. V súčasnosti je ročný prísun plynných zlúčenín dusíka z útrob Zeme do atmosféry 1,0 × 10 6 ton V oceáne je dusík prítomný vo forme rozpustených iónov, ako súčasť rozpustenej a rozptýlenej suspendovanej organickej hmoty. Hmotnosť dusíka vo forme rozpustených iónov NH 4 +, NO 2 -, NO 3 - je 685 × 10 9 ton V žulovej vrstve zemskej kôry je koncentrácia dusíka 0,002 % a celková hmotnosť. prvku je 165 × 10 12 ton V sedimentárnom obale je fixovaný dusík organickej hmoty. Hmotnosť dusíka v sedimentárnom obale je približne 0,6 × 10 15 ton, t. j. v sedimentárnom obale je trikrát viac dusíka a v atmosfére 23-krát viac dusíka ako v žulovej vrstve Zeme.

Hlavným dodávateľom dusíka do biosféry sú teda útroby Zeme, hlavným úložiskom je atmosféra, presnejšie troposféra. Zloženie atmosférického plynu sa neustále aktualizuje v dôsledku cyklických procesov prenosu hmoty spájajúcich atmosféru so svetovou pevninou, pedosférou, oceánom a jeho sedimentmi.

Moderná štruktúra globálneho cyklu prenosu hmoty dusíka je veľmi zložitá a pozostáva z niekoľkých vzájomne prepojených cyklov (obr. 32).

Pozoruhodnou vlastnosťou dusíka je jeho silná polyvalencia. Organizmy dostávajú energiu pre svoje životné funkcie, prenos dusíka z jednej formy do druhej, zmena jeho valencie za rôznych podmienok. Je možné, že nie bez vplyvu tejto okolnosti je dusík nevyhnutnou zložkou bielkovín.

Existujú niektoré typy baktérií, ktoré dokážu aktivovať chemicky neaktívny molekulárny dusík a viazať ho do chemických zlúčenín. Tento proces sa nazýva fixácia dusíka.

Fixáciu dusíka vykonávajú jednotlivé špecializované baktérie z čeľade Azotobacteracea a za určitých podmienok aj modrozelené riasy. Najproduktívnejšie sú nodulové baktérie viažuce dusík, ktoré vytvárajú symbiózy so strukovinami.

Ryža. 32. Schematický diagram cyklu dusíka

Množstvo dusíka fixovaného zo vzduchu pôdnymi baktériami pred začiatkom ľudskej hospodárskej činnosti za rok sa pohybuje od (30-40)∙10 6 do 200 × 10 6 ton V súčasnosti sa to pridáva umelá biologická fixácia, získané pomocou poľnohospodárskych strukovín (asi 20 × 10 9 t), ako aj priemyselná fixácia dusíka zo vzduchu, ktorá presiahla 60×10 6 ton.

Prvý vzájomne súvisiaci bakteriálny proces vyskytujúci sa v pôde je amonifikácia– mikrobiologická premena dusíka z organických zlúčenín (hlavne aminokyselín) na amónny ión alebo amoniak. Proces rozkladu organickej hmoty prebieha za aeróbnych podmienok a je sprevádzaný aktívnou tvorbou CO2. Amónium prechádza nasledujúcim procesom transformácie. IN aeróbne podmienky deje sa nitrifikácie: premena amoniaku na dusitanový ión niektorými baktériami a potom na dusičnanový ión inými. IN anaeróbne podmienky procesy sa vyvíjajú denitrifikácia, v dôsledku čoho sa dusičnany a dusitany redukujú na oxid dusný alebo na plynný molekulárny dusík. Množstvo oxidu dusného je niekoľkonásobne menšie ako hmotnosť N 2 fixovaného baktériami. V dôsledku toho sa molekulárny dusík po rôznych biochemických premenách vracia do atmosféry. Cyklus dusíka, spôsobený jeho bakteriálnou fixáciou a ďalšou premenou, úzko súvisí s ďalším mocným cyklom tohto prvku. Veľké množstvo dusičnanov a amónneho dusíka sa zachytáva z pedosféry do biologického cyklu, ku ktorému dochádza v dôsledku aktivity fotosyntetických rastlín a mikroorganizmov, ktoré ničia rastlinné zvyšky. Časť dusíka je odstránená z biologického cyklu a hromadí sa v mŕtvej organickej hmote. Táto jedinečná zásoba dusíka v lesnom podstielke, rašeline a pôdnom humuse sa neustále udržiava v pedosfére a naznačuje určitú inhibíciu biologického cyklu na zemi. Významný podiel na ročnom uvoľňovaní oxidov dusíka do atmosféry majú lesné požiare, v dôsledku ktorých sa do atmosféry dostane 10×10 6 až 200×10 6 ton dusíka.

V oceáne prebiehajú rovnaké procesy premeny a migrácie zlúčenín dusíka ako na súši, ale pomer týchto procesov je odlišný. Životné cykly fotosyntetických organizmov v oceáne prebiehajú oveľa rýchlejšie ako na súši.

Atmosférický dusík sa v malých množstvách viaže s kyslíkom pri výbojoch blesku v atmosfére a potom s dažďom padá na povrch pôdy.

Po analýze obrázku 32 zvýraznite štádiá funkcie dusíka živých organizmov...

1) biologická fixácia dusíka; 2) amonifikácia; 3) nitrifikácia; 4) denitrifikácia;

1) nitrifikácia; 2) amonifikácia; 3) syntéza proteínov; 4) fotochemická väzba;

1) fotosyntéza; 2) rozklad baktériami; 3) fixácia dusíka; 4) amonifikácia;

1) amonifikácia; 2) nitrifikácia; 3) denitrifikácia; 4) elektrochemická väzba.

Termín „biogeochémia“ navrhol ruský vedec V.I. Vernadsky a znamená oblasť vedy o výmene látok medzi živou a neživou hmotou v biosfére („bio“ označuje živé organizmy a „geo“ označuje skaly, vzduch. geochémia študuje chemické zloženie Zeme a migráciu prvkov medzi rôznymi časťami biosféry: litosférou, hydrosférou a atmosférou.

Pre normálnu existenciu väčšiny ekosystémov a organizmov, ktoré ich obývajú, sú maximálne dôležité cykly prvkov ako vodík, uhlík, dusík, síra a fosfor, ktoré sú súčasťou akejkoľvek živej hmoty.

V cykloch akýchkoľvek chemických prvkov a látok sa rozlišujú dve časti alebo dva „fondy“:

1) rezervný fond- veľká masa látok pomaly sa pohybujúcich v biogeochemickom cykle;

2) výmenný (sťahovací) fond- menšia, ale aktívnejšia hmota látky, ktorá sa vyznačuje rýchlou výmenou medzi živými organizmami a ich bezprostredným okolím.

Vo všeobecnosti sa biogeochemické cykly zvyčajne delia na dva hlavné typy:

1) cirkulácia plynných látok s rezervným fondom v atmosfére alebo hydrosfére (oceáne); 2) sedimentačný cyklus s rezervným fondom a zemská kôra. Rezervné fondy v atmosfére a hydrosfére sú ľahko dostupné, takže takéto cykly sú relatívne stabilné. Sedimentárne biogeochemické cykly bývajú menej stabilné.

Úžasná stálosť percentuálneho obsahu rôznych chemických prvkov v zložkách ekosystému je historicky spôsobená existenciou nepretržitých a vyvážených cyklov látok, čo vytvára príležitosť na samoreguláciu (homostázu) systému a udržiavanie jeho stability.

Procesy novotvorby organickej hmoty počas fotosyntézy a procesy jej deštrukcie (rozpadu) určujú rýchlosť a rovnováhu cyklov prvkov v biosfére a vyskytujú sa iba vďaka slnečnej energii prichádzajúcej zvonku. V dôsledku toho sú rýchlosť a smer cyklického pohybu prvkov v ekosystéme určované tokmi energie prechádzajúcimi biologickým spoločenstvom.

Zovšeobecnený diagram biogeochemických cyklov v kombinácii so zjednodušeným diagramom toku energie (obr. 10.1) ukazuje, ako jednosmerný tok energie poháňa cyklus hmoty. Pozoruhodný je fakt, že chemické prvky, zapojené do procesu obehu, mnohokrát prechádzajú rovnakou cestou a energia prúdi iba jedným smerom.

Na obr. Na obr. 10.1 je rezervný fond označený ako fond živín a výmenný fond je znázornený tmavým prstencom, ktorý prechádza od autotrofov k heterotrofom az nich opäť k autotrofom. Niekedy sa rezervný fond označuje ako nedostupný, zatiaľ čo aktívny výmenný fond sa označuje ako dostupný. Napríklad agronómovia zvyčajne merajú úrodnosť pôdy hodnotením koncentrácie tých foriem živín v pôde, ktoré sú priamo dostupné pre rastliny.

Výmenný fond sa tvorí vďaka látkam, ktoré sa vracajú do kolobehu dvoma hlavnými spôsobmi – buď v dôsledku intravitálnych sekrétov počas vonkajšie prostredie produkty látkovej premeny živočíchov a rastlín alebo pri ničení (mineralizácii) odumretej organickej hmoty (detritu) mikroorganizmami.

Vplyv človeka na biogeochemické cykly spočíva v tom, že antropogénnym zásahom sa tieto procesy môžu prestať uzatvárať a na niektorých miestach biosféry môže dôjsť k nedostatku, inde k nadbytku niektorých látok. V konečnom dôsledku by opatrenia na ochranu prírodných zdrojov mali smerovať k predchádzaniu cyklickým narušeniam, t.j. rovnováha cyklov najdôležitejších prvkov v biosfére. Znalosť charakteristík biogechemických cyklov je nevyhnutnou podmienkou racionálneho využívania prírodných zdrojov a ochrany prírodných ekosystémov.

Ryža. 10.1. Schéma biogeochemického cyklu na pozadí zjednodušeného diagramu toku energie:

Р G - hrubá prvovýroba; P N - čistá primárna produkcia (môže byť spotrebovaná heterofmi v samotnom systéme alebo exportovaná); P - sekundárna produkcia, R 1 - dýchanie autotrofov (rastlín); R 2 - dýchanie heterotrofov (zvieratá a baktérie)

Akýkoľvek ekosystém môže byť reprezentovaný ako séria blokov, cez ktoré prechádzajú rôzne látky. Na kolobehu minerálnych látok v ekosystéme sa spravidla zúčastňujú tri aktívne bloky: živé organizmy, mŕtve organické detrity a dostupné anorganické látky v biotope.

Zoberme si biogeochemické cykly dusíka, fosforu a síry. Biogeochemický cyklus dusíka (biogénny prvok nachádzajúci sa v bielkovinách a nukleových kyselinách) môže slúžiť ako príklad veľmi zložitého, dobre vyváženého cyklu plynnej látky. Biogeochemický cyklus fosforu je sedimentačný cyklus s menej dokonalou reguláciou cyklu fosforu.

Biogeochemický cyklus síry je príkladom funkčného spojenia medzi atmosférou, vodou a zemskou kôrou, keďže síra aktívne cirkuluje v každej z týchto „zásobníkov“ a medzi nimi. Mikroorganizmy hrajú kľúčovú úlohu v cykloch dusíka a síry.

Cyklus dusíka, ktorá zahŕňa plynnú aj minerálnu fázu, napriek veľkému počtu organizmov na nej participujúcich zabezpečuje rýchlu cirkuláciu dusíka v rôznych ekosystémoch (obr. 10.2).

Ryža. 10.2. Schéma cyklu dusíka (sivý obdĺžnik – rezervný fond dusíka)

Hlavným zdrojom a rezervoárom dusíka je atmosféra, ktorej hmotnosť tvorí 79 % tohto prvku. Účasť živých organizmov na cykle dusíka podlieha prísnej hierarchii: iba určité typy mikroorganizmov (baktérií) vykonávajú biochemické procesy premeny zlúčenín dusíka v určitých kľúčových štádiách tohto cyklu.

Väčšina organizmov žijúcich v biosfére nemôže priamo využívať plynný molekulárny dusík (N 2). Rastliny absorbujú dusík len ako súčasť dusičnanových iónov (NO 3 -) alebo amónnych iónov (NH 4 +). Dusičnany vznikajú najmä v dôsledku činnosti mikroorganizmov - fixátory dusíka, medzi ktoré patria symbiotické baktérie rodu Rhizobium,žijúce v uzlinách na koreňoch bôbovitých rastlín, baktérie rodu azotobakter,žijúci v pôde; a cyanobaktérie (modro-zelené). Všetky mikroorganizmy viažuce dusík sú schopné viazať vzdušný dusík vďaka veľmi zložitému metabolizmu, vrátane molybdénu a hemoglobínu ako katalyzátorov. Symbiotické mikroorganizmy viažuce dusík prenikajú do tkanív koreňového systému strukovín. Rastliny poskytujú symbiotickým baktériám biotop a potravu (cukry) a dodávajú rastline organický dusík, ktorý syntetizujú z plynného dusíka. Voľne žijúce nesymbiotické mikroorganizmy - fixátory dusíka ( Azotobacter v cyanobaktériách) absorbujú aj plynný dusík a premieňajú ho na organickú formu. V tomto prípade je dusík zahrnutý v syntetizovaných proteínových molekulách. Po smrti baktérií viažucich dusík a mineralizácii organickej hmoty obohacuje pôdu dusík vo forme dusičnanov (NO 3 -).

Živočíchy dokážu absorbovať dusík len v organickej hmote rastlinného alebo živočíšneho pôvodu. Prostredníctvom typických potravinových reťazcov (rastliny - bylinožravce - dravce) sa organický dusík prenáša z mikroorganizmov - fixátorov dusíka do rastlín a všetkých ostatných organizmov ekosystému. Procesy prebiehajú v pôde amonifikácia(tvorba amónnych iónov) a nitrifikácie(tvorba dusičnanových iónov), pozostávajúce zo série sekvenčných reakcií, počas ktorých sa za účasti rôznych skupín mikroorganizmov ničí mŕtva organická hmota.

Molekulárny dusík sa vracia do atmosféry a biogeochemický cyklus dusíka sa uzatvára počas života baktérií - denitrifikátory druh pseudomonády, redukcia dusičnanov na voľný dusík a kyslík za anoxických (anaeróbnych) podmienok.

Dusičnany sa neustále tvoria z molekulárneho dusíka v malých množstvách bez účasti mikroorganizmov viažucich dusík pri elektrických výbojoch blesku v atmosfére. Tieto dusičnany potom padajú s dažďom na povrch pôdy. Ďalším zdrojom atmosférického dusíka vstupujúceho do biogeochemického cyklu sú sopky, ktoré kompenzujú stratu dusíka vylúčeného z cyklu pri jeho ukladaní na dno oceánov.

Pre porovnanie rozsahu rôznych procesov atmosférického dusíka vstupujúceho do biogeochemického cyklu je potrebné mať na pamäti nasledovné: priemerná ročná zásoba dusičnanového dusíka abiotického pôvodu (výboje blesku) z atmosféry do pôdy nepresahuje 10 kg/ha, voľné mikroorganizmy viažuce dusík prispievajú až 25 kg/ha, zatiaľ čo symbiotické baktérie viažuce dusík Rhizobium v priemere produkujú až 200 kg/ha.

Väčšina dusíka obsiahnutého v organickej hmote sa premieňa denitrifikačnými baktériami na plynný dusík (N2) a vracia sa do atmosféry. Z pôdy sa absorbuje len asi 10 % minerálneho dusíka vyššie rastliny a je k dispozícii mnohobunkovým organizmom.

Cyklus fosforu. Fosfor je súčasťou energeticky bohatých organických látok – adenózonitrilfosfátu (ATP) a adenozíndifosfátu (ADP), ktoré sú nosičmi a akumulátormi energie v rastlinných a živočíšnych bunkách. Hlavným zdrojom fosforu pre rastliny sú fosforečnanové ióny (PO 4 -). Rastliny absorbujú fosfátové ióny z prostredia (pôdy alebo vody) a v procese biosyntézy zaraďujú fosfor do zloženia organických látok, ktoré tvoria rastlinnú biomasu. Živočíchy jedením rastlín získavajú fosfor v organickej forme. Premenou fosforu z minerálnej na organickú formu ho teda rastliny sprístupňujú živočíchom. Cyklus fosforu v biosfére je spojený s metabolickými procesmi v rastlinách a zvieratách. Tento dôležitý biogénny prvok, ktorého obsah v suchozemských častiach rastlín a rias kolíše od 0,01 do 0,1 %, u živočíchov od 0,1 % do niekoľkých percent, počas procesu cirkulácie postupne prechádza z organických zlúčenín na fosforečnany, ktoré je možné opäť využiť. rastlinami (obr. 10.3).

Ryža. 10.3. Schéma cyklu fosforu (sivý obdĺžnik - rezervný fond fosforu)

Ak porovnáme obsah fosforu v živej a neživej hmote biosféry, ukáže sa, že nepomer je veľmi veľký. Preto je fosfor jedným z najviac deficitných biogénnych makroprvkov, ktoré určujú vývoj života.

Prirodzený biogeochemický cyklus fosforu v biosfére nie je vyvážený. Hlavné zásoby fosforu sú obsiahnuté v horninách (apatity, fosfority), z ktorých sa procesom vyplavovania dostávajú do suchozemských a vodných ekosystémov vodorozpustné fosforečnany (PO 4 3-). Keď sa fosfor nachádza v suchozemských ekosystémoch, je absorbovaný rastlinami z vodného roztoku vo forme anorganického fosforečnanového iónu (PO 4 3-) a je súčasťou rôznych organofosforových zlúčenín. Prostredníctvom potravinových reťazcov sa organická hmota obsahujúca fosfor presúva z rastlín do iných organizmov v ekosystéme. Chemicky viazaný fosfor sa dostáva do pôdy so zvyškami rastlín a živočíchov, kde je vystavený pôsobeniu mikroorganizmov a premieňa sa na minerálne zlúčeniny fosforu dostupné rastlinám počas fotosyntézy. Odstraňovaním fosfátov zo suchozemských ekosystémov do kontinentálnych vodných útvarov sa tieto obohacujú o fosfor. Riečny odtok ročne unesie do Svetového oceánu asi 2 milióny ton fosforu.

V morských ekosystémoch sa minerálny fosfor stáva súčasťou fytoplanktónu, ktorý slúži ako potrava pre iné morské organizmy, a hromadí sa v tkanivách morských živočíchov, ako sú ryby. Niektoré organické zlúčeniny fosforu migrujú pozdĺž potravinových reťazcov v malej hĺbke, zatiaľ čo druhá časť klesá do veľké hĺbky počas procesu ukladania odumretých organických látok. Mŕtve zvyšky organizmov vedú k hromadeniu fosforu v rôznych hĺbkach. Z toho vyplýva, že fosfor, ktorý sa tak či onak dostáva do vodných útvarov, nasýti a často presýti ich ekosystémy. Spätný pohyb fosforu zo Svetového oceánu do súš a suchozemských vôd je obmedzený (úlovky rýb a iných organizmov človekom) a nekompenzuje odstraňovanie fosforu z pevniny. A iba vo významných časových intervaloch, keď sa v procese tektonického pohybu zemskej kôry dno oceánov stáva suchou zemou, sa tento biogeochemický cyklus uzatvára.

Cyklus síry. Existujú početné plynné zlúčeniny síry, ako je sírovodík (H 2 S) a oxid siričitý (SO 3).

Prevažná časť kolobehu tohto prvku má však sedimentárny charakter a vyskytuje sa v pôde a vo vode.

Podrobný diagram cyklu síry je znázornený na obr. 10.4.

Obrázok 10.4. Schéma cyklu síry

Hlavným zdrojom síry dostupným pre živé organizmy sú sírany (SO 4 2-). Mnohé sírany sú rozpustné vo vode a to určuje dostupnosť anorganickej síry pre rastliny, pretože mnohé prvky (vrátane síry) môžu vstúpiť do živých organizmov iba v rozpustenej forme. Rastliny absorbujúce sírany ich redukujú a produkujú esenciálne aminokyseliny obsahujúce síru (metionín, cysteín, cystín), ktoré zohrávajú dôležitú úlohu pri vytváraní terciárnej (priestorovej) štruktúry bielkovín. Živočíchy a mikroorganizmy, konzumujúce rastlinnú biomasu na potravu, asimilujú organické zlúčeniny obsahujúce síru.

Pri rozklade odumretej organickej hmoty (opadané lístie, odumreté organizmy, splodiny exkrementov) heterotrofnými baktériami sa síra opäť premieňa na anorganickú formu (hlavne vo forme sírovodíka H 2 S). Niektoré baktérie môžu produkovať sírovodík zo síranov v anaeróbne(bezkyslíkových) podmienkach. Ďalšia malá skupina baktérií dokáže redukovať sírovodík na elementárnu síru (S).

Na druhej strane sú baktérie, ktoré opäť oxidujú sírovodík na sírany, vďaka čomu sa prísun síry vo forme dostupnej pre rastliny opäť zvyšuje. Takéto baktérie sa nazývajú chemosyntetický, keďže syntetizujú organické látky pomocou energie oxidácie jednoduchých chemikálií (v tomto prípade sírovodíka). Tým sa líšia od fotosyntetických organizmov, ktoré vytvárajú organické látky pomocou svetelnej energie.

Posledná fáza cyklu síry je úplne sedimentárna (prebieha v sedimentárnych horninách). Vyznačuje sa zrážaním tohto prvku za anaeróbnych podmienok v prítomnosti železa. Proces tak končí pomalým a postupným hromadením síry v hlboko uložených sedimentárnych horninách.

Vo všeobecnosti si ekosystém vyžaduje podstatne menej síry v porovnaní s dusíkom a fosforom. Preto je síra menej často limitujúcim faktorom pre vývoj rastlín a živočíchov. Cyklus síry je zároveň kľúčovým v celkovom procese tvorby rozkladu organickej hmoty biomasy v biosfére. Napríklad, keď sa v sedimentoch vytvoria sulfidy železa, fosfor sa zmení z nerozpustnej formy na rozpustnú formu a stane sa dostupným pre fotosyntetické organizmy. Toto slúži ako jasné potvrdenie, že jeden cyklus je spojený s druhým a je ním regulovaný.

Uhlíkový cyklus. Uhlík ako najdôležitejší štruktúrny prvok je súčasťou každej organickej hmoty, preto jeho kolobeh do značnej miery určuje intenzitu tvorby a deštrukcie organickej hmoty v rôznych častiach biosféry. V prírode sa uhlík vyskytuje v dvoch najbežnejších minerálnych formách – vo forme uhličitanov (vápence) a vo forme mobilnej formy oxidu uhličitého (oxid uhličitý, CO 2). V biochemickom uhlíkovom cykle je atmosférický rezervoár oxidu uhličitého relatívne malý (711 miliárd ton) v porovnaní so zásobami uhlíka v oceánoch (39 000 miliárd ton), fosílnych palivách (12 000 miliárd ton) a suchozemských ekosystémoch (3 100 miliárd ton).

Približne 93 % oxidu uhličitého sa nachádza v oceáne, ktorý pojme oveľa viac chemikálií ako iné rezervoáre. Väčšina oxidu uhličitého prichádzajúceho z atmosféry do povrchových vrstiev morskej vody interaguje s vodou za vzniku kyseliny uhličitej a jej produktov disociácie. Takže v oceáne je vždy uhličitanový systém- súčet všetkých anorganických rozpustených zlúčenín uhlíka (oxid uhličitý CO 2, kyselina uhličitá H 2 CO 3 a produkty jej disociácie).

Všetky tieto zlúčeniny sú vzájomne prepojené a môžu sa navzájom transformovať prostredníctvom chemických reakcií, keď sa zmenia podmienky prostredia. Ak sa napríklad zvýši kyslosť vody (pri nízkych hodnotách pH), molekuly kyseliny uhličitej sa rozložia na vodu H 2 O a oxid uhličitý CO 2, pričom ten sa môže z oceánu odstrániť do atmosféry. Alkalické podmienky naopak prispievajú k tvorbe uhličitanových iónov (CO3 2-), ťažko rozpustných uhličitanov vápenatých (CaCO 3) a horčíka (MgCO 3), ktoré klesajú ku dnu vo forme sedimentu a na určitý čas odstraňujú uhlík z kolobehu v oceáne.

Ako je možné vidieť z obr. 10.5 sa uhlík obsiahnutý v atmosfére alebo hydrosfére (vo forme oxidu uhličitého CO 2) počas procesu fotosyntézy zaraďuje do organickej hmoty rastlín a ďalej cez potravinový reťazec vstupuje do organizmov živočíchov a mikroorganizmov. K opačnému procesu prechodu uhlíka z organickej do minerálnej formy dochádza pri dýchaní všetkých živočíšnych a rastlinných organizmov (oxidácia organickej hmoty na oxid uhličitý (CO 2) a vodu (H 2 O)). Proces uvoľňovania oxidu uhličitého z organickej hmoty nenastáva okamžite, ale postupne, po častiach na každej trofickej úrovni. V pôde sa biogeochemický uhlíkový cyklus veľmi často spomaľuje, pretože organické látky nie sú úplne mineralizované, ale premieňajú sa na organické komplexy - humus.

Znakom fungovania suchozemských ekosystémov je výrazná a relatívne dlhodobá akumulácia organickej formy uhlíka v biomase rastlín a živočíchov, ako aj v humuse. Za významnú uhlíkovú rezervu v biosfére teda možno považovať aj biomasu suchozemských ekosystémov.

Ryža. 10.5. Diagram uhlíkového cyklu (sivé obdĺžniky sú zásoby uhlíka)

Oceánska vetva biogeochemického uhlíkového cyklu má svoje vlastné charakteristiky, ktoré vzhľadom na značné množstvo uhlíka obsiahnutého vo vode určujú dôležitú úlohu Svetového oceánu v cykle tohto prvku. Vo vodnom prostredí sú na rozdiel od suchozemských ekosystémov hlavnými fotosyntetizujúcimi organizmami jednobunkové mikroskopické riasy plávajúce vo vodnom stĺpci (fytoplanktón).

Životná aktivita organizmov fytoplanktónu je pomerne aktívna a je sprevádzaná akumuláciou organického uhlíka vo forme biomasy a uvoľňovaním rozpusteného organického uhlíka. Zvieratá a baktérie konzumujú tieto organické formy uhlíka.

Znakom fungovania vodného ekosystému je rýchly prechod organických foriem uhlíka pozdĺž potravinového reťazca z jedného organizmu na druhý. Na rozdiel od suchozemských ekosystémov oceán netvorí významné zásoby organického uhlíka v biomase živých organizmov. Väčšina organického uhlíka v hydrosfére je znovu spotrebovaná a nakoniec oxidovaná na svoju minerálnu formu, oxid uhličitý (CO2). Ďalšia časť odumretej organickej hmoty (detritus) sa vplyvom gravitácie usadzuje v hlbokých vrstvách vodného stĺpca a ukladá sa na dne, kde môže dlhodobo zotrvávať vo forme organických sedimentov.

Malá časť organickej hmoty a v nej obsiahnutý uhlík, podľa terminológie V.I. Vernadského, uniká z cyklu a „ide do geológie“ - do sedimentov vo forme rašeliny, uhlia, ropy a vápenca vo vodných ekosystémoch.

Aktuálna bilancia oxidu uhličitého v atmosfére je uvedená v tabuľke. 10.1.

Tabuľka 10.1

Ročná bilancia CO 2 v atmosfére

Zdroj: Tarko A.M. Stabilita biosférických procesov a Le Chatelierove princípy // Správy Ruskej akadémie vied. 1995. T. 343. Číslo 3. S. 123.

Z asi 6,41 miliardy ton oxidu uhličitého, ktorý ročne vypustí priemysel, je teda 3,3 miliardy ton, t.j. viac ako 50% zostáva v atmosfére. Za posledných 150 rokov to už viedlo k zvýšeniu oxidu uhličitého v atmosfére o viac ako 25 % a stimulovalo skleníkový efekt. Na druhej strane zmeny v klimatickom režime Zeme môžu a už vedú ku globálnej zmene klímy.

Vo všeobecnosti asi 0,2 % mobilnej zásoby uhlíka neustále cirkuluje v biosfére. Uhlík biomasy sa obnovuje za 12 rokov, v atmosfére - za 8 rokov, čo potvrdzuje najvyššiu rovnováhu biogeochemického uhlíkového cyklu.

Testovacie otázky a úlohy.

1. Čo sú biogeochemické cykly a ako súvisia s ekosystémami?

2. Popíšte rezervný a výmenný fond v kolobehu chemických prvkov.

3. Uveďte bloky ekosystémov, ktorými prechádzajú biogeochemické cykly prvkov.

4. V kolobehu ktorých živín zohrávajú kľúčovú úlohu mikroorganizmy?

5. Pre ktoré prvky je atmosféra rezervným fondom?

EKOLÓGIA POPULÁCIÍ

Každý biologický druh, ktorý existuje v prírode, je komplexný komplex vnútrodruhových skupín organizmov s podobnými štrukturálnymi znakmi, fyziológiou a životným štýlom. Populácie sú také vnútrodruhové skupiny organizmov.

Populácia - skupina organizmov toho istého druhu, ktorá je schopná dlhodobo udržiavať svoj počet, zaberá určitý priestor a funguje ako súčasť biotického spoločenstva ekosystému.

Biotické spoločenstvo je súbor populácií organizmov odlišné typy, fungujúci ako integrálny systém v určitom fyzicko-geografickom priestore biotopu.

Adaptačné schopnosti populácie sú výrazne vyššie ako schopnosti jednotlivcov, ktorí ju tvoria. Populácia ako biologická jednotka má určitú štruktúru a funkcie.

Obyvateľstvo má biologické vlastnosti, vlastné populácii ako celku, ako aj organizmom, ktoré ju tvoria, a vlastnosti skupiny ktoré sa vyskytujú iba v celej skupine. K biologickým vlastnostiam populácie patrí najmä rast a účasť na kolobehu látok. Na rozdiel od biologických, skupinové vlastnosti: plodnosť, úmrtnosť, veková štruktúra, priestorové rozloženie, genetická zdatnosť a reprodukčná kontinuita (t. j. pravdepodobnosť zanechania potomkov počas dlhého časového obdobia) – môžu charakterizovať iba populáciu ako celok.

Nižšie sú uvedené hlavné ukazovatele populácie.

Hustota obyvateľstva je veľkosť populácie na jednotku priestoru. Zvyčajne sa meria a vyjadruje počtom organizmov (veľkosť populácie) alebo celkovou biomasou organizmov (biomasa populácie) na jednotku plochy alebo objemu, napríklad 500 stromov na 1 hektár, 5 miliónov mikrorias na 1 m 3 vody resp. 200 kg rýb na 1 hektár vodnej plochy .

Niekedy je dôležité rozlišovať špecifické, alebo ekologická hustota(počet alebo biomasa na jednotku obývateľného priestoru, t. j. skutočne prístupná organizmom určitej populácie) a priemerná hustota(veľkosť populácie na jednotku priestoru v rámci geografických hraníc biotopu populácie). Napríklad priemerná hustota lesných žiab je ich počet vydelený rozlohou lesa. Tieto zvieratá však žijú iba v mokradiach lesa, ktorých plochy sa berú do úvahy pri výpočte špecifickej hustoty obyvateľstva.

Hustota populácie nie je konštantná hodnota - mení sa v čase v závislosti od životných podmienok, ročného obdobia atď. Rozmiestnenie organizmov v priestore obývanom populáciou môže byť náhodné, rovnomerné a skupinové. V prírode sa najčastejšie vyskytujú rôzne druhy akumulácií organizmov toho istého druhu (skupinové rozšírenie: rodinné skupiny a kŕdle u zvierat, skupinové húštiny v rastlinách).

Najúplnejší obraz o hustote obyvateľstva poskytuje integrované použitie ukazovateľov: počet jedincov dobre charakterizuje ich priemernú vzdialenosť od seba; biomasa – koncentrácia živej hmoty; kalorický obsah - množstvo energie viazanej v organizmoch. Hustota populácie rastlín je zvyčajne vyššia ako hustota populácie bylinožravcov v rovnakej oblasti. Čím väčšie organizmy, tým väčšia je ich biomasa.

Hustota je jednou z najdôležitejších vlastností populácie. Dýchanie, výživa, rozmnožovanie a mnohé ďalšie funkcie jednotlivých organizmov v populácii závisia od hustoty osídlenia. Nadmerná hustota populácie zhoršuje podmienky jej existencie, znižuje zásobovanie organizmov potravou, vodou, životným priestorom a pod. Na existenciu populácie negatívne vplýva aj jej nedostatočná hustota, ktorá sťažuje selekciu jedincov opačného pohlavia. , chrániť obyvateľstvo pred predátormi a pod. (Viac o hromadných a skupinových efektoch nájdete v 6. prednáške).

Existuje množstvo mechanizmov na udržanie hustoty obyvateľstva na požadovanej úrovni. Hlavným je samoregulácia veľkosti populácie podľa princípu spätná väzba s množstvom a obmedzenými životnými zdrojmi, najmä potravinami. Takže pri menšom množstve potravy sa spomaľuje rast jedincov, zvyšuje sa úmrtnosť, neskôr nastáva pohlavná dospelosť (t. j. schopnosť rozmnožovania) a v dôsledku toho klesá veľkosť populácie a jej hustota. Zlepšenie životných podmienok je sprevádzané zmenami opačného charakteru a hustota obyvateľstva sa zvyšuje na určitú hranicu. Veľkosť populácie môže kolísať v dôsledku migrácie, generačnej výmeny, objavenia sa nových jedincov (v dôsledku narodenia a introdukcie z iných populácií) alebo v dôsledku úhynu. Štúdium populačnej dynamiky je veľmi dôležité na predpovedanie výskytu škodcov alebo komerčných zvierat.

Veľkosť populácie určujú najmä dva protichodné javy - plodnosť A úmrtnosť.

Plodnosť je schopnosť populácie zväčšovať sa. Charakterizuje zrod nových organizmov v procese: zrod u zvierat, klíčenie semien v rastlinách, tvorba nových buniek v dôsledku delenia v mikroorganizmoch. Celkový počet nových mladých jedincov (), ktoré sa objavili v populácii za jednotku času (Δt), sa nazýva tzv absolútna (celková) plodnosť. Na porovnanie pôrodnosti rôznych populácií sa používa pojem špecifická pôrodnosť b), vyjadrené ako počet nových jedincov na jednotlivca za jednotku času:

Pre ľudské populácie sa teda ako ukazovateľ špecifickej plodnosti používa počet novorodencov narodených za 1 rok na 1 tisíc obyvateľov.

Maximálna (potenciálna) plodnosť- toto je teoretická maximálna rýchlosť objavenia sa nových jedincov za ideálnych podmienok (keď miera reprodukcie neklesá pod vplyvom obmedzujúcich enviromentálne faktory). Maximálna pôrodnosť je konštantná hodnota pre danú populáciu. V reálnych (prirodzených) podmienkach existencie populácie je pôrodnosť determinovaná rôznymi faktormi prostredia, ktoré limitujú rýchlosť vzniku nových jedincov. Preto sa na hodnotenie populačnej dynamiky používa koncept ekologická (realizovaná) úrodnosť, čo predstavuje nárast počtu jedincov v populácii za špecifických podmienok prostredia. Ekologická úrodnosť je premenlivá hodnota a veľmi sa mení v závislosti od hustoty obyvateľstva a podmienok prostredia.

Rozdiel medzi maximálnou a realizovanou plodnosťou možno ilustrovať na nasledujúcom príklade. Pri pokusoch s múčnymi chrobákmi tieto chrobáky zniesli 12 000 vajíčok (maximálna pôrodnosť), z ktorých sa vyliahlo len 773 lariev (alebo 6 %) – hodnota realizovanej pôrodnosti. Vo všeobecnosti sa druhy, ktoré sa nestarajú o svoje potomstvo (napríklad veľa hmyzu, rýb, obojživelníkov), vyznačujú vysokou potenciálnou plodnosťou a nízkou realizovanou plodnosťou.

Úmrtnosť- počet jedincov v populácii, ktorí zomreli počas určitého obdobia. Koncept úmrtnosti je opačný k pojmu plodnosť. Nazýva sa celkový počet mŕtvych jedincov (ΔN) za jednotku času (Δt). absolútna (celková) úmrtnosť.Úmrtnosť možno vyjadriť ako počet jedincov zabitých za jednotku času na jednotlivca - špecifická úmrtnosť(d):

Ekologická (realizovaná) mortalita - počet uhynutých jedincov v špecifických prírodných podmienkach. Rovnako ako úrodnosť prostredia nie je konštantná a závisí od charakteristík prostredia. Teoretické minimálna úmrtnosť- konštantná hodnota charakterizujúca smrť jedincov (zo staroby) za ideálnych podmienok prostredia (t.j. pri absencii obmedzujúceho vplyvu faktorov prostredia). V špecifických podmienkach je rýchlosť poklesu populácie určená úhynom predátorov, zvierat a starobou.

Často sa pri popise populačnej dynamiky používa tento koncept schopnosť prežitia, t.j. prevrátená úmrtnosť. Ak úmrtnosť d potom je miera prežitia 1 - d.

Rovnako ako plodnosť, úmrtnosť atď. V súlade s tým sa miera prežitia v mnohých organizmoch značne líši s vekom. V tomto ohľade je veľmi dôležité stanovenie špecifickej úmrtnosti pre rôzne vekové skupiny, pretože to umožňuje ekológom zistiť mechanizmy, ktoré určujú celkovú úmrtnosť v populácii. Dĺžka života jedincov v populácii sa dá odhadnúť pomocou krivky prežitia(Obr. 11.1) Vynesením veku jedinca na os x v percentách z celkovej strednej dĺžky života a na osi y počtu jedincov, ktorí sa dožili určitého veku, môžeme porovnať krivky prežitia pre druhy, ktorých život očakávaná dĺžka sa výrazne líši.

Obrázok 11.1. Typy kriviek prežitia; 1 - Drosophila; 2 - osoba; 3 - sladkovodná hydra; 4 - ustrice.

Krivky prežitia sú rozdelené do troch všeobecný typ(pozri obr. 11.1)

Prvý typ (konvexné krivky 1 a 2) je charakteristický pre také druhy, v ktorých populácii je najvyššia mortalita na konci života, t.j. mortalita takmer do konca života. životný cyklus zostáva nízka a prudko sa zvyšuje len u starých jedincov. Väčšina jedincov tej istej populácie má približne rovnakú dĺžku života, napríklad veľké zvieratá.

Druhý extrém (vysoko konkávna krivka 4) zodpovedá vysokej úmrtnosti v skorých štádiách životného cyklu a zvýšenému prežívaniu starších štádií. Tento typ úmrtnosti je charakteristický pre väčšinu rastlín a živočíchov. Maximálna rýchlosť smrti je charakteristická pre larválnu fázu vývoja alebo v mladom veku u zvierat, ako aj u mnohých rastlín v štádiu klíčenia semien a sadeníc. Po dosiahnutí dospelosti sa organizmy stávajú odolnejšie voči nepriaznivým účinkom environmentálnych faktorov a ich úmrtnosť sa výrazne znižuje (a zvyšuje sa miera prežitia). Keď sa teda larválne štádiá rýb vyvinú do pohlavne zrelého stavu dospelých jedincov, spravidla neprežije viac ako 1...2 % z celkového počtu neresených vajíčok. U hmyzu ešte menej prežije do pohlavnej dospelosti: od 0,3 do 0,5 % z celkového počtu znesených vajec.

Stredný typ (riadok 3) zahŕňa krivky prežitia pre tie druhy, v ktorých je špecifická miera prežitia pre každú vekovú skupinu viac-menej rovnaká (sladkovodná hydra). V prírode pravdepodobne neexistujú takmer žiadne populácie, v ktorých je prežitie konštantné počas celého životného cyklu.

Tvar krivky prežitia súvisí so stupňom starostlivosti o potomstvo a inými prostriedkami ochrany mláďat. Krivky prežitia včiel a kosov (starajú sa o svoje potomstvo) sú teda oveľa menej konkávne ako u kobyliek a sardiniek (ktoré sa o svoje potomstvo nestarajú).

Veková štruktúra obyvateľstva je pomer jedincov rôzneho veku v populácii.

Vekové zloženie je dôležitou charakteristikou populácie, ktorá ovplyvňuje plodnosť aj úmrtnosť. Väčšina populácií v prírode pozostáva z jedincov rôzneho veku a pohlavia.

Zjednodušene možno v populácii rozlíšiť tri ekologické vekové skupiny:

predreprodukčné- mladí jedinci, ktorí ešte nedosiahli pohlavnú dospelosť, t. j. nie sú schopní podieľať sa na reprodukcii;

reprodukčné- sexuálne zrelé jedince schopné podieľať sa na rozmnožovaní;

post-reprodukčné- staré jedince, ktoré stratili schopnosť podieľať sa na rozmnožovaní.

Pomer týchto vekov k celkovej dĺžke života v populácii sa medzi jednotlivými druhmi značne líši. Kvantitatívny pomer rôznych vekových skupín v populácii je ovplyvnený celkovou dĺžkou života, časom do dosiahnutia sexuálnej zrelosti, intenzitou reprodukcie a úmrtnosťou v rôznom veku. Na druhej strane pomer rôznych vekových skupín v populácii určuje jej schopnosť reprodukovať sa tento moment a ukazuje, čo môžete očakávať v budúcnosti. Zmeny v pomere počtu hlavných vekových skupín v populáciách sú graficky znázornené vo forme vekových pyramíd (obr. 11.2). V rýchlo rastúcej populácii tvoria podstatnú časť mladí jedinci (obr. 11.2, a) populácie, ktorej početnosť sa v čase nemenia, vekové zloženie je rovnomernejšie (obr. 11.2, b) a v populácie, ktorej počty klesajú, bude sa zvyšovať podiel starých jedincov (obr. 11.2, c).

Ryža. 11.2. Tri typy vekových pyramíd charakterizujúcich populácie

s vysokým ( A), mierny ( b) a malé ( V) relatívna hojnosť

mladí jedinci (% z celkovej populácie):

1 - predreprodukčný, 2 - reprodukčný, 3 - poreprodukčná veková skupina

Populačný rast a rastové krivky. Ak pôrodnosť v populácii prevyšuje mieru úmrtnosti, potom sa pozoruje nárast veľkosti populácie.

Každá populácia a každý druh ako celok je charakterizovaný biotický potenciál- maximálne teoreticky možné tempo rastu ( r) populácie, čo je rozdiel medzi špecifickou pôrodnosťou ( b) a špecifická úmrtnosť ( d):

r = b-d.

Nárast veľkosti populácie možno opísať rastové krivky dva hlavné typy - krivka v tvare písmena J (exponenciálny rast) a krivka v tvare písmena S (klesajúci rast).

Exponenciálny rast veľkosť populácie je charakterizovaná rastovou krivkou v tvare písmena J a vyskytuje sa pri prebytku potravinových priestorových a iných dôležitých životných zdrojov populácie a úmrtnosť sa nezvyšuje so zvyšujúcim sa počtom jedincov (obr. 11.3).

Rovnica pre rastovú krivku v tvare písmena J je

kde N je veľkosť populácie; t-čas; r je konštanta rýchlosti rastu populácie spojená s maximálnou rýchlosťou reprodukcie jedinca daného druhu (biotický potenciál).

Kolobeh vody v prírode (hydrologický cyklus) je proces cyklického pohybu vody v biosfére zeme. Pozostáva z vyparovania, kondenzácie a zrážok.

Moria strácajú viac vody v dôsledku vyparovania, ako prijímajú zrážkami na súši, situácia je opačná. Voda neustále cirkuluje na zemeguli, pričom jej celkové množstvo zostáva nezmenené.

Tri štvrtiny povrchu zemegule sú pokryté vodou. Vodná vrstva Zeme sa nazýva hydrosféra. Väčšinu z toho tvorí slaná voda morí a oceánov a menšia časť je sladkej vody jazerá, rieky, ľadovce, podzemná voda a vodná para.

Voda na Zemi existuje v troch skupenstvách: kvapalné, pevné a plynné. Bez vody nemôžu existovať živé organizmy. V každom organizme je voda médiom, v ktorom chemické reakcie, bez ktorej nemôžu žiť živé organizmy. Voda je najcennejšia a najpodstatnejšia látka pre život živých organizmov.

Neustála výmena vlhkosti medzi hydrosférou, atmosférou a zemským povrchom, pozostávajúca z procesov vyparovania, pohybu vodnej pary v atmosfére, jej kondenzácie v atmosfére, zrážok a odtoku, sa v prírode nazýva kolobeh vody.

Atmosférické zrážky sa čiastočne vyparujú, čiastočne tvoria dočasné a trvalé odtoky a nádrže, čiastočne presakujú do zeme a tvoria podzemnú vodu.

V prírode existuje niekoľko typov kolobehov vody:

Veľký alebo globálny cyklus – vodná para vytvorená nad hladinou oceánov je vetrom prenášaná na kontinenty, tam padá vo forme zrážok a vracia sa do oceánu vo forme odtoku. Pri tomto procese sa mení kvalita vody: s vyparovaním, slaná morská voda sa mení na čerstvú a znečistená voda sa čistí.

Malý alebo oceánsky cyklus – vodná para vytvorená nad hladinou oceánu kondenzuje a padá ako zrážky späť do oceánu.

Vnútrokontinentálny cyklus – voda, ktorá sa vyparila nad zemským povrchom, opäť padá na súš vo forme zrážok.

Nakoniec sa sedimenty v procese pohybu opäť dostanú do Svetového oceánu.

Kyslíkový cyklus

Atmosférický kyslík je biogénneho pôvodu a jeho cirkulácia v biosfére sa uskutočňuje dopĺňaním zásob v atmosfére v dôsledku fotosyntézy rastlín a absorpcie pri dýchaní organizmov a spaľovaní paliva v ľudskom hospodárstve. Okrem toho sa v hornej atmosfére vytvára určitý kyslík počas disociácie vody a deštrukcie ozónu pod vplyvom ultrafialového žiarenia; Časť kyslíka sa minie na oxidačné procesy v zemskej kôre, pri sopečných erupciách atď.

Tento cyklus je veľmi zložitý, pretože kyslík vstupuje do rôznych reakcií a je súčasťou veľmi veľkého počtu organických a anorganických zlúčenín a je pomalý. Úplná obnova všetkého kyslíka v atmosfére trvá asi 2 tisíc rokov (pre porovnanie: ročne sa obnoví asi 1/3 oxidu uhličitého v atmosfére).

V súčasnosti sa udržiava rovnovážny kyslíkový cyklus, aj keď vo veľkých husto obývaných mestách s veľkým počtom dopravných a priemyselných podnikov dochádza k lokálnym poruchám.

Uhlíkový cyklus.

Ide o jeden z najdôležitejších cyklov biosféry, keďže uhlík tvorí základ organickej hmoty. Oxid uhličitý hrá v cykle obzvlášť dôležitú úlohu. Zásoby „živého“ uhlíka v zložení organizmov na pevnine a v oceánoch dosahujú podľa rôznych zdrojov 550 – 750 Gt (1 Gt = 1 miliarda ton), pričom 99,5 % sa sústreďuje na súši, zvyšok v oceáne. Okrem toho oceán obsahuje až 700 Gt uhlíka v rozpustenej organickej hmote.

Zásoby anorganického uhlíka sú oveľa väčšie. Nad každým štvorcovým metrom pevniny a oceánu je 1 kg atmosférického uhlíka a pod každým štvorcovým metrom oceánu v hĺbke 4 km je 100 kg uhlíka vo forme uhličitanov a hydrogénuhličitanov. Ešte viac zásob uhlíka je v sedimentárnych horninách – vápence obsahujú uhličitany, bridlice obsahujú kerogény atď.

Približne 1/3 „živého“ uhlíka (asi 200 Gt) cirkuluje, to znamená, že ho organizmy počas procesu fotosyntézy ročne absorbujú a vrátia sa späť do atmosféry a príspevok oceánu a pevniny k tomuto procesu je približne podobný. Napriek tomu, že biomasa oceánu je oveľa menšia ako biomasa pevniny, jej biologickú produkciu vytvára mnoho generácií krátkodobých rias (pomer biomasy k biologickej produkcii v oceáne je približne rovnaký ako v sladkej vode). ekosystému.

Až 50 % (podľa niektorých údajov až 90 %) uhlíka vo forme oxidu uhličitého vracajú do atmosféry mikroorganizmy rozkladača pôdy. Baktérie a huby prispievajú k tomuto procesu rovnako. Návrat oxidu uhličitého pri dýchaní všetkých ostatných organizmov je teda menší ako pri činnosti rozkladačov.

Niektoré baktérie produkujú okrem oxidu uhličitého aj metán. Uvoľňovanie metánu z pôdy sa zvyšuje podmáčaním, kedy sa vytvárajú anaeróbne podmienky priaznivé pre činnosť baktérií produkujúcich metán. Z tohto dôvodu sa uvoľňovanie metánu z lesnej pôdy prudko zvyšuje, ak sa stromový porast vyrúbe a v dôsledku zníženia transpirácie dôjde k jeho zamokreniu. Ryžové polia a hospodárske zvieratá vypúšťajú veľa metánu.

V súčasnosti dochádza k narúšaniu kolobehu uhlíka v dôsledku spaľovania značného množstva fosílnych nosičov energie uhlíka, ako aj k odvlhčovaniu ornej pôdy a odvodňovaniu močiarov. Vo všeobecnosti sa obsah oxidu uhličitého v atmosfére zvyšuje o 0,6 % ročne. Obsah metánu sa zvyšuje ešte rýchlejšie - o 1-2%. Tieto plyny sú hlavnými vinníkmi zvyšovania skleníkového efektu, ktorý je z 50 % závislý od oxidu uhličitého a z 33 % od metánu.

Cyklus dusíka je biogeochemický cyklus dusíka. Veľká časť je spôsobená činnosťou živých bytostí. Veľmi dôležitú úlohu v kolobehu zohrávajú pôdne mikroorganizmy, ktoré zabezpečujú metabolizmus dusíka v pôde - kolobeh dusíka v pôde, ktorý je tam prítomný vo forme jednoduchej látky (plyn - N2) a iónov: dusitanov (NO2). -), dusičnany (NO3-) a amónny (NH4+). Koncentrácie týchto iónov odrážajú stav pôdnych spoločenstiev, keďže tieto ukazovatele sú ovplyvnené stavom bioty (rastliny, mikroflóra), stavom atmosféry a vyplavovaním rôznych látok z pôdy. Sú schopné znižovať koncentrácie látok obsahujúcich dusík, ktoré sú škodlivé pre iné živé organizmy. Dokážu premeniť amoniak, ktorý je toxický pre živé bytosti, na menej toxické dusičnany a na biologicky inertný atmosférický dusík. Pôdna mikroflóra tak pomáha udržiavať stabilitu svojich chemických parametrov.

Cyklus fosforu.

V cykle fosforu, na rozdiel od cyklov uhlíka a dusíka, neexistuje žiadna plynná fáza. Fosfor sa prirodzene nachádza vo veľkých množstvách v horninových mineráloch a do suchozemských ekosystémov sa dostáva pri ich ničení. Vylúhovanie fosforu zrážaním vedie k jeho vstupu do hydrosféry, a teda do vodných ekosystémov. Rastliny absorbujú fosfor vo forme rozpustných fosforečnanov z vodného alebo pôdneho roztoku a začleňujú ho do organických zlúčenín - nukleových kyselín, systémov prenosu energie (ADP, ATP) a do bunkových membrán. Ostatné organizmy získavajú fosfor prostredníctvom potravinových reťazcov. V živočíšnych organizmoch je fosfor súčasťou kostného tkaniva a dentínu.

V procese bunkového dýchania dochádza k oxidácii organických zlúčenín obsahujúcich fosfor, zatiaľ čo organické fosfáty sa dostávajú do prostredia ako súčasť exkrétov. Rozkladajúce organizmy mineralizujú organické látky s obsahom fosforu na anorganické fosfáty, ktoré môžu byť opäť využité rastlinami a tak sa opäť dostať do kolobehu.

Keďže v kolobehu fosforu nie je žiadna plynná fáza, fosfor, podobne ako ostatné pôdne živiny, cirkuluje v ekosystéme iba vtedy, ak sa odpadové produkty ukladajú na miestach, kde sa tento prvok absorbuje. K narušeniu kolobehu fosforu môže dôjsť napríklad v agroekosystémoch, keď sa plodiny spolu so živinami získanými z pôdy prepravujú na veľké vzdialenosti a nevracajú sa späť do pôdy v mieste spotreby.

Cyklus síry

So živou hmotou úzko súvisí aj kolobeh síry. Síra vo forme SO2, SO3, H2S a elementárna síra je uvoľňovaná do atmosféry sopkami. Na druhej strane sú v prírode známe rôzne sulfidy kovov vo veľkých množstvách: železo, olovo, zinok atď. Sulfidová síra sa v biosfére za účasti mnohých mikroorganizmov oxiduje na sulfát síry SO42 v pôdach a vodných útvaroch. Sírany sú absorbované rastlinami. V organizmoch je síra súčasťou aminokyselín a bielkovín a v rastlinách je navyše súčasťou esenciálne oleje atď. Procesy ničenia zvyškov organizmov v pôde a v morskom bahne sú sprevádzané veľmi zložitými premenami síry. Keď sú proteíny zničené za účasti mikroorganizmov, vzniká sírovodík. Sírovodík sa potom oxiduje buď na elementárnu síru alebo na sírany. Tento proces zahŕňa rôzne mikroorganizmy, ktoré vytvárajú početné medziprodukty síry. Sú známe ložiská síry biogénneho pôvodu. Sírovodík môže pretvoriť „sekundárne“ sulfidy a síranová síra vytvára sadru. Na druhej strane sú sulfidy a sadra opäť zničené a síra obnovuje svoju migráciu.

História vývoja biogeochemických cyklov dusíka na planéte je zložitá a rozporuplná. Dusík bol zahrnutý v terestriálnej planéty v dôsledku kondenzácie medzihviezdnej kozmickej protoplanetárnej hmoty, ktorá zahŕňala dusík a jeho rôzne zlúčeniny (NO, NH 3, HC 3 N atď.).

Rádioaktívne zahrievanie planéty a vznik roztaveného plášťa boli sprevádzané uvoľňovaním plynných zlúčenín dusíka a jeho akumuláciou v primárnej atmosfére, v ktorej dodnes dominuje N 2 (n · 10 15 t). Chladiaca láva a plynné fumaroly vulkánov naďalej dodávajú biosféru dusík, jeho oxidy, chlorid amónny a uhličitan amónny.

Elektrochemické výboje, fotochemické reakcie, ultravysoké teploty a tlak prispeli k vzniku nebunkových molekulárnych foriem organických zlúčenín dusíka na planéte.

Výskyt voľne žijúcich baktérií viažucich dusík a heterotrofných baktérií pravdepodobne znamenal začiatok biogénneho obohacovania primárnej biosféry zlúčeninami dusíka, tvorby aminokyselín, bielkovín a minerálnych zlúčenín dusíka (amónne, dusičnanové soli). Je možné, že biogénna fixácia dusíka predchádzala vzniku fotosyntézy, prebiehala v bezkyslíkatom anaeróbnom prostredí dávnej minulosti a vykonávali ju mikroorganizmy typu Clostridium. Baktérie tohto rodu sú stále najdôležitejšími činiteľmi fixácie dusíka v anaeróbnych podmienkach.

Biologická fixácia dusíka mikroorganizmami je v prírode oveľa rozšírenejšia, než sa predpokladalo pred 20-30 rokmi. Okrem baktérií skupiny Rhizobium, ktoré fixujú dusík v uzlíkových útvaroch na koreňoch strukovín, je široko rozvinutá nesymbiotická (asociatívna) fixácia dusíka početnými heterotrofnými baktériami a hubami (Umarov, 1983). Tento typ fixácie dusíka vykonávajú stovky druhov rôznych mikroorganizmov žijúcich v rizosfére rastlín, v pôde a na povrchu stoniek a listov (fylosféra).

V priemere je asociatívna (nesymbiotická) fixácia dusíka v ekosystémoch 40-50 kg/ha za rok; ale vo svetovej literatúre sú náznaky, že nesymbiotická fixácia dusíka v tropických podmienkach dosahuje 200-600 kg/ha za rok (Umarov, 1983). V tomto prípade je väčšina (> 90 %) dusíkovej hmoty fixovaná v rizosfére pomocou energie koreňových exsudátov a odumierajúcich malých koreňov. Preto v prítomnosti vegetačného krytu pôdy vždy fixujú niekoľkonásobne viac dusíka ako pôdy čistého úhoru.

Ako zistili štúdie Umarova (1983), asociatívna fixácia dusíka je charakteristická pre väčšinu druhov bylín a mnohé dreviny, vrátane ich kultúrnych foriem. Lúčne, černozemné a gaštanové pôdy (90-330 kg/ha), ako aj horské lesné pôdy Kaukazu (do 180 kg/ha) majú vysoký potenciál na fixáciu dusíka v rizosfére. Len počas vegetačného obdobia na poliach môže tento typ fixácie poskytnúť pôde 30-40 kg/ha dodatočného dusíka. To nie je prekvapujúce, pretože mikroorganizmy viažuce dusík môžu tvoriť 20 až 80 % z ich celkového počtu.

Existuje jasný pozitívny vzťah medzi procesmi fixácie dusíka mikroorganizmami a fotosyntézou rastlín v ekosystémoch. Čím vyššia je fotosyntetická produktivita rastlín, tým viac dusíka sa viaže v pôde. Ide o najdôležitejší mechanizmus biogeochémie dusíka v biosfére a poľnohospodárstve.

Úloha modrozelených rias v biogeochémii dusíka je veľká, mnohé druhy z nich majú tiež schopnosť fixovať dusík súčasne s procesom fotosyntézy. Modrozelené riasy (Cyanophyta) obohacujú pôdy dusíkom, najmä zavlažované ryžové polia, riečne, jazerné a močiarne vody a sedimenty. Ale žijú aj na povrchu holých skál alebo púštnych pôd.

Rozvoj vegetačného krytu a mikroorganizmov spojených s rastlinami výrazne zvýšil zapojenie atmosférického dusíka do zloženia biomasy. Zvyšujúca sa zložitosť foriem života na planéte spôsobila predlžovanie potravinových reťazcov, hromadenie živej a mŕtvej organickej hmoty na súši a v oceáne. Vznikla tak možnosť dlhodobej existencie organických zlúčenín dusíka v biosfére a litosfére. Úloha bylinné rastliny. Nadzemné a podzemné časti bylinných porastov spotrebujú ročne od 20-25 do 600-700 kg/ha dusíka (väčšinou korene obsahujú 2-6 krát viac dusíka ako nadzemná časť). V tomto prípade celková biomasa spravidla obsahuje 10-50 krát viac uhlíka ako dusíka. To všetko potvrdzuje obrovskú celkovú úlohu uhlíka a dusíka pri tvorbe fytomasy (Titlyanova, 1979). Ale zlúčeniny dusíka sa ľahko vyplavujú z rastlinných tkanív dažďovou vlhkosťou. Keď sa dostanú do pôdy, sú znovu skonzumované rastlinami.

O tom, aké zložité a málo prebádané sú biogénne cykly dusíka, svedčia potvrdené fakty o prenose zlúčenín dusíka z rastliny na rastlinu (rovnakého alebo rozdielneho druhu) prostredníctvom koreňových sekrétov do pôdy a možno aj priamym kontaktom koreňov. Tento úžasný mechanizmus ukazuje, aké „hospodárne“ sú rastliny vo výžive dusíkom. Tento jav pravdepodobne existuje aj v biogeochémii iných prvkov.

Ako je známe, obsah bielkovín v zrnách pšenice a obsah dusíka v nich sa zvyšuje s poklesom atmosférických zrážok v stepiach Ruskej nížiny. Toto už bolo stanovené pre celkový obsah dusíka v biomase bylinných rastlín. V stepných podmienkach obsah dusíka v suchej biomase tráv dosahuje 2-2,6 %; so zvyšujúcou sa vlhkosťou klesá na 1-1,5%.

Všetky tieto skutočnosti poukazujú na obrovskú úlohu vegetácie (najmä tráv) a mikroorganizmov v biogeochémii dusíka na pôde. Vývoj vegetačného krytu, vznik pôdotvorného procesu (pred 300-400 miliónmi rokov), tvorba humusovej škrupiny a pôdnej jemnozeme, jej demolácia a akumulácia vo forme sedimentárnych hornín rozšírili proces prenosu atmosférických dusíka do biosféry, čím sa jeho obsah v biosfére zvýši na úroveň n 10 15 t.

Zároveň je potrebné zdôrazniť, že návrat dusíka do atmosféry denitrifikáciou je rovnako univerzálny proces ako fixácia a nitrifikácia. Tento proces zabezpečuje globálny cyklus dusíka na planéte.

Redoxné podmienky v pôde sú veľmi heterogénne. Aj v prevzdušnených pôdach existujú oblasti s nedostatkom kyslíka, kde môže dôjsť k denitrifikácii. Množstvo čerstvej mobilnej organickej hmoty a presýtenie pôd vlhkosťou vždy prudko zintenzívni procesy denitrifikácie po dažďoch, pri podmáčaní a pri zavlažovaní. Denitrifikácia je ešte výraznejšia vo vodnej krajine (močiare, jazerá, ústia riek atď.).

Tento riadený planetárny biogeochemický proces má polycyklický charakter. Prevažná časť dusíka fixovaného v prírode mikrocyklickými opakovanými premenami, nitrifikáciou a denitrifikáciou sa nakoniec vracia vo forme molekulárneho plynného dusíka (N 2) do atmosféry. Ale ako sa biosféra vyvíjala, trvanie existencie a veľkosť hmoty organických a minerálnych biogénnych zlúčenín dusíka na planéte sa predlžovali. Zvýšilo sa množstvo pochovaných organických sedimentov. Trvanie jednotlivých mikrocyklov všeobecného terestrického biogeochemického cyklu dusíka v súčasnej dobe kolíše od krátkych (dni, týždne, mesiace) v tkanivách mikroorganizmov po významné (roky) v ekosystémoch bylinnej vegetácie a po dlhé (desaťročia, storočia, tisícročia). ) v drevnatých ekosystémoch a v pôdnom humuse. Úplné pozemské cykly dusíka, ktoré sa nachádzajú v sedimentoch riek, jazier, morí a v horľavých fosíliách zemskej kôry, trvajú rádovo desiatky tisíc rokov, státisíce a milióny rokov.

Prirodzené biogeochemické cykly dusíka (ale aj uhlíka) v biosfére boli „takmer uzavreté“, ale mali charakter riadenej, rozšírenej reprodukcie zásob v biosfére. Biosféra sa nielenže nevzdala úplne zachytených hmôt dusíka a uhlíka, ale postupne zvyšovala ich celkové zásoby v pevnej forme (v humuse, rašeline, v mase fosílneho uhlia, ropy, bridlíc, bitúmenu atď.).

Antropogénna éra priniesla výrazné zmeny do zavedených prirodzených cyklov dusíka. To hlavné, čo sa dialo a deje, je (okrem poľnohospodárstva) vznik nového antropogénneho priemyselného mechanizmu na fixáciu más dusíka v podobe desiatok miliónov ton dusíkatých hnojív v biosfére, ako aj vstup do prostredie oxidov dusíka z veľkých más spaľovaných fosílnych palív (teplárne, doprava, letectvo, rakety). Technogénne zdroje zlúčenín dusíka v biosfére rýchlo rastú, zdvojnásobujú sa každých 6-7 rokov. Už v 70-80 rokoch XX storočia. Každý rok svet vyprodukuje (v zmysle dusíka) 50-60 miliónov ton/rok dusíkatých hnojív. Na začiatku 21. storočia. táto hodnota môže dosiahnuť 100-150 miliónov ton/rok. Je pravdepodobné, že v tomto čase sa technogénny prílev dusíka do biosféry môže rovnať alebo prekročiť všetky biogénne formy jeho prísunu.

V antropogénnej ére, najmä v novoveku, sa citeľne zintenzívnil proces obohacovania prostredia zlúčeninami dusíka. Ako sme už uviedli, prebieha proces technogénnej dusíkatosti prostredia, sprevádzaný komplexným súborom pozitívnych (zvýšené úrody, zvýšený podiel bielkovín v potrave) a negatívnych (rakovina, metohemoglobinémia, zvýšená kyslosť pôd a zrážky) dôsledkov. . Ničenie lesov, stepí (a mykoríz), nahradzovanie strukovín obilninami, ničenie humusových horizontov pôd bohatých na mikroflóru a zmenšovanie pôdneho povrchu spôsobili aj ďalšie zmeny v biogeochémii dusíka v biosfére. Všetky tieto zmeny, často opačného charakteru, neboli študované ani kvantifikované. Zdá sa, že stále existuje tendencia znižovať úlohu biogénnej fixácie dusíka vo všeobecnom cykle dusíka na planéte.

Práve na tomto pozadí porúch normálneho kolobehu dusíka v prírode minerálne hnojivá pôd zaviedli vyššie uvedené zmeny vo vstupných položkách dusíkovej bilancie a v geografii jeho distribúcie a zvýšili aj celkovú úroveň koncentrácie dusičnanov a amónnych solí v pôdach a vodách. Ešte závažnejším faktorom nerovnováhy, úrovne koncentrácie a foriem zlúčenín dusíka v atmosfére a najmä v hydrosfére a pôde sa však ukázalo byť moderné palivové, energetické a dopravné hospodárstvo.

Podľa približných údajov emisie čpavku a rôznych oxidov dusíka zo spaľovania uhlia, ropy, vykurovacieho oleja, benzínu, rašeliny, bridlice atď. spolu predstavujú ročne asi 200-350 miliónov ton vo forme plynov a aerosólov. Oxidácia amoniaku a oxidov dusíka vedie k tvorbe najmä kyseliny dusičnej a čiastočne amónnych solí, ktoré dopadajú na pevninu a hladinu oceánu. Ak sú tieto čísla čo i len dvojnásobne zveličené, musíme ešte priznať, že emisie dusíkatých zlúčenín do atmosféry sa už stali citeľnou súčasťou príjmov z kolobehu dusíka na našej planéte.

Vo svetle týchto skutočností je potrebné lepšie pochopiť budúce potreby poľnohospodárstva na dusíkaté hnojivá, cesty globálnej, vzdušnej a vodnej migrácie zlúčenín dusíka na planéte a zistiť oblasti, kde dochádza k akumulácii dusičnanov a amónnych zlúčenín. sa vyskytuje prevažne. Je to o to potrebnejšie, že emisie oxidov dusíka do atmosféry budú pokračovať a dokonca sa budú zvyšovať. Fakty o zrážaní okyslených atmosférické vody v Kanade, Škandinávii, USA, čo je sprevádzané poklesom pH pôd a miestnych vôd (zvyčajne pod vplyvom spoločnej depozície so zriedenými roztokmi kyseliny sírovej). Okyslením prostredia sa zvýši zvetrávanie minerálov, odoberanie vápnika, horčíka a iných rastlinných živín z pôdy, čím sa zvýši potreba vápnenia polí.

Treba poukázať ešte na jeden faktor, ktorý narúša normálnu úroveň koncentrácie a kolobeh dusíka v prírode. Ide o odpad z priemyselného chovu dobytka a hydiny, ako aj odpad a splašky z moderných veľkých miest. Odpad a odpadové vody tohto pôvodu sú veľmi veľké. Na svete žije viac ako 3 miliardy hospodárskych zvierat, ktoré produkujú obrovské množstvo odpadu. Moderné hydinárske farmy, priemyselné podniky zaoberajúce sa chovom dobytka a mestá vytvárajú početné oblasti s abnormálne vysokými hladinami dusíka a fosforu vo forme organických a minerálnych zlúčenín, ktoré lokálne saturujú pôdy, potoky, rieky, jazerá, ústia riek a ústí riek. Niekedy v takýchto pôdach obsah N-NO3 dosahuje 400 častíc na milión (ppm) a N-NH4 - až 2200 ppm. Podľa vedcov zohráva odtok z miest, odpad z dobytka a erózia pôdy rovnako dôležitú a niekedy ešte väčšiu úlohu pri znečisťovaní pôdy a vôd zlúčeninami dusíka na toxické úrovne (Cooke a Williams, 1970).

Alarmujúcim faktom je nárast koncentrácie zlúčenín dusíka v prírodných vodách. V riečnych vodách lesných oblastí mierneho podnebia dosahuje obsah dusičnanov 0,3 - 0,5 mg / l a v suchom podnebí - 1,2 - 1,7 mg / l. V drenážnych vodách závlahových systémov je koncentrácia NO 3 zvyčajne okolo 5-6 mg/l, niekedy však 10-15 mg/l. V pôdnych roztokoch slaných zavlažovaných pôd boli pozorované koncentrácie NO 3 do 100-300 mg/l. V podzemných vodách je niekedy koncentrácia dusičnanov rádovo 10-15 a dokonca 50-100 mg/l. Za 25 rokov (1945-1970) pravidelných pozorovaní v štáte Illinois sa obsah dusičnanového dusíka vo vodách s povrchovým odtokom podľa priemerných a maximálnych údajov zvýšil dvakrát, trikrát a dokonca štyrikrát.

Nadmernými koncentráciami dusičnanov sa obohacujú nielen povrchové vody, ale aj podzemné vody, ktoré sú hlavným zdrojom zásobovania obyvateľstva pitnou vodou. Dusičnany prenikajú do podzemných vôd do hĺbok 10-15 m a ešte viac, čím sa ich koncentrácia zvyšuje na 10-15 mg/l N, čo je jednoznačne nebezpečné pre ľudí (v prepočte na NO 3 je to 45-60 mg/l) .

Bola vypočítaná celková dusíková bilancia pre Spojené štáty americké (Accumulation of Nitrate, 1972). Celkový vstup dusíka do pôd USA je vyjadrený ako 21,0 milióna ton N ročne (vrátane 5,6 milióna ton so zrážkami, 7,5 milióna ton s minerálnymi hnojivami a biogénnou fixáciou 4,8 milióna ton). Z tohto množstva sa asi 17 miliónov ton používa na výrobu potravín a textilných surovín a 4 milióny ton sa nevyužívajú.

Všetky typy denitrifikácie (vrátane viac ako 10 miliónov ton vo vodnom prostredí) predstavujú približne 18,5 milióna ton a približne 1,5 milióna ton zostáva v pôde a vodách ročne. Údaje o denitrifikácii sú tu zjavne prehnané. Zvyšky dusíka vo vodách a pôdach podľa najmenej dva až trikrát vyššie. V dôsledku zohľadnenia prvkov moderného biogeochemického cyklu dusíka na zemi sú načrtnuté nasledovné: hlavné formy príjmy z jeho spojení:

• biogénna fixácia dusíka v pôdach mikroorganizmami symbiotického a nesymbiotického typu;
• vstup do roztokov s metabolitmi potravinových reťazcov, s odumretou organickou hmotou, s produktmi mineralizácie pôdnej organickej hmoty;
• príjem oxidov dusíka z produktov spaľovania fosílnych palív;
• zavádzanie zlúčenín dusíka do pôdy vo forme organických a minerálnych hnojív;
• prenos a akumulácia dusičnanov pri vyparovaní podzemných vôd.

Výdajové položky Dusíková bilancia na zemi pozostáva z týchto hlavných foriem:

• absorpcia minerálnych zlúčenín dusíka vyššími a nižšími rastlinami a ich vstup do potravinových reťazcov ekosystémov;
• prechod zlúčenín dusíka na organické formy s tvorbou humusu;
• denitrifikácia a prípadný návrat väčšiny dusíka v plynnej molekulárnej forme N 2 a čiastočne vo forme oxidov a amoniaku do atmosféry;
• preplachovanie, odstraňovanie a odcudzenie zlúčenín dusíka z biologických cyklov do geologických; pochovávanie na geologicky dlhý čas v sedimentárnych horninách, fosílnych palivách alebo soľných ložiskách.

Ak nájdete chybu, zvýraznite časť textu a kliknite Ctrl+Enter.

Biogeochemický cyklus dusíka

Dusík a jeho zlúčeniny zohrávajú v živote biosféry rovnako dôležitú a nezastupiteľnú úlohu ako uhlík. Biofilita dusíka je porovnateľná s biofilitou uhlíka. Index biogénneho obohatenia pôd vo vzťahu k zemskej kôre a rastlín vo vzťahu k pôde je 1000 a 10000 pre dusík (Kovda, 1985).

Hlavným zásobníkom dusíka v biosfére je aj vzdušný obal. Asi 80% všetkých zásob dusíka je sústredených v atmosfére planéty, čo súvisí so smerom biogeochemických tokov zlúčenín dusíka vznikajúcich počas denitrifikácie. Hlavná forma, v ktorej je dusík obsiahnutý v atmosfére, je molekulárna - N2. Ako drobné nečistoty obsahuje atmosféra rôzne zlúčeniny oxidov dusíka NOx, ako aj amoniak NH3. Ten je najnestabilnejší v podmienkach zemskej atmosféry a ľahko sa oxiduje. Zároveň hodnota redoxného potenciálu v atmosfére nepostačuje na stabilnú existenciu oxidových foriem dusíka, preto je hlavnou jeho voľná molekulárna forma.

Primárny dusík v atmosfére sa pravdepodobne objavil v dôsledku odplyňovacích procesov vo vrchnom plášti a zo sopečných exsudátov. Fotochemické reakcie vo vysokých vrstvách atmosféry vedú k tvorbe zlúčenín dusíka a ich citeľnému vstupu na pevninu a do oceánu so zrážkami (3-8 kg/ha amónneho dusíka za rok a 1,5-6 kg/ha dusičnanového dusíka) . Tento dusík je tiež zahrnutý vo všeobecnom biogeochemickom toku rozpustených zlúčenín migrujúcich s vodnými masami a podieľa sa na pôdotvorných procesoch a na tvorbe rastlinnej biomasy.

Na rozdiel od uhlíka, atmosférický dusík kvôli stabilite molekuly nemôžu vyššie rastliny priamo využívať. Preto fixačné organizmy zohrávajú kľúčovú úlohu v biologickom cykle dusíka. Ide o mikroorganizmy niekoľkých rôznych skupín, ktoré majú schopnosť priamou fixáciou priamo extrahovať dusík z atmosféry a v konečnom dôsledku ho fixovať v pôde. Tie obsahujú:

niektoré voľne žijúce pôdne baktérie;

baktérie symbiontných uzlín (existujúce v symbióze so strukovinami);

sinice, čo sú aj symbionty húb, machov, papradí a niekedy vyšších rastlín.

V dôsledku činnosti organizmov viažucich dusík je v pôde viazaný vo forme dusitanov (zlúčeniny na báze NH 3).

Dusitanové zlúčeniny dusíka sú schopné migrovať vo vodných roztokoch. Zároveň dochádza k ich oxidácii a premene na dusičnany – soli kyseliny dusičnej HNO 3. V tejto forme môžu byť zlúčeniny dusíka účinne absorbované vyššími rastlinami a použité na syntézu proteínových molekúl na báze peptidových väzieb C-N. Ďalej cez trofické reťazce vstupuje dusík do organizmov zvierat. Do prostredia (vo vodných roztokoch a pôde) sa vracia v procesoch vylučovacej činnosti živočíchov alebo rozkladu organických látok.

Návrat voľného dusíka do atmosféry, ako aj jeho extrakcia, sa uskutočňuje ako výsledok mikrobiologických procesov. Toto prepojenie v cykle funguje vďaka aktivite pôdnych denitrifikačných baktérií, ktoré opäť premieňajú dusík na molekulárnu formu.

V litosfére, ako súčasť sedimentárnych ložísk, je viazaná veľmi malá časť dusíka. Dôvodom je, že minerálne zlúčeniny dusíka sú na rozdiel od uhličitanov veľmi rozpustné. Stratu určitého množstva dusíka z biologického cyklu kompenzujú aj vulkanické procesy. Vďaka vulkanickej činnosti sa do atmosféry dostávajú rôzne plynné zlúčeniny dusíka, ktoré sa v podmienkach geografického obalu Zeme nevyhnutne menia na voľnú molekulárnu formu.

Za hlavné špecifické črty cyklu dusíka v biosfére možno teda považovať tieto:

prevládajúca koncentrácia v atmosfére, ktorá zohráva výlučnú úlohu rezervoáru, z ktorého živé organizmy čerpajú zásoby dusíka, ktoré potrebujú;

vedúcu úlohu v kolobehu dusíka pôd a najmä pôdnych mikroorganizmov, ktorých činnosť zabezpečuje prechod dusíka v biosfére z jednej formy do druhej (obr. 3.5.3).

Ryža. 3.5.3. Schéma biogeochemického cyklu dusíka

Preto biosféra obsahuje obrovské množstvo dusíka vo viazanej forme: v organickej hmote pôdneho krytu (1,5x10 11 t), v rastlinnej biomase (1,1x10 9 t), v živočíšnej biomase (6,1x10 7 t). Dusík sa vo veľkom množstve nachádza aj v niektorých biogénnych mineráloch (ľadok).

Zároveň je tu paradox – pri obrovskom obsahu dusíka v atmosfére v dôsledku extrémne vysokej rozpustnosti solí kyseliny dusičnej a amónnych solí je dusíka v pôde málo a takmer vždy nestačí na výživu rastlín. Preto je potreba pestovaných rastlín na dusíkaté hnojivá vždy vysoká. Preto sa podľa rôznych odhadov ročne pridáva do pôdy 30 až 35 miliónov ton dusíka vo forme minerálnych hnojív. Vstupy z dusíkatých hnojív teda predstavujú 30 % celkových vstupov dusíka do pôdy a oceánov. To často vedie k značnému znečisteniu životného prostredia a vážnym ochoreniam ľudí a zvierat. Straty dusičnanových foriem dusíka sú obzvlášť veľké, pretože nie je sorbovaný pôdou, je ľahko vymývaný prírodnými vodami, redukuje sa na plynné formy a až 20-40% sa stráca na výživu rastlín. Výrazným narušením kolobehu dusíka je neustále narastajúce množstvo živočíšneho odpadu, priemyselného odpadu a odpadových vôd z veľkých miest, uvoľňovanie oxidov amónneho a dusíka do atmosféry pri spaľovaní uhlia, ropy, vykurovacieho oleja a pod. Nebezpečný je prienik oxidov dusíka do stratosféry (výfuky z nadzvukových lietadiel, rakiet, jadrových výbuchov), ktoré môžu spôsobiť deštrukciu ozónovej vrstvy. To všetko prirodzene ovplyvňuje biogeochemický cyklus dusíka.

Síra

Síra je tiež jedným z prvkov, ktorý zohráva mimoriadne dôležitú úlohu v kolobehu látok v biosfére. Je to jeden z najpotrebnejších chemických prvkov pre živé organizmy. Predovšetkým je súčasťou aminokyselín. Predurčuje dôležité biochemické procesy živej bunky a je nepostrádateľnou zložkou výživy rastlín a mikroflóry. Zlúčeniny síry sa podieľajú na tvorbe chemického zloženia pôd a sú vo významných množstvách prítomné v podzemných vodách, ktoré zohrávajú rozhodujúcu úlohu v procesoch salinizácie pôdy.

Obsah síry v zemskej kôre je 4,7x10-2%, v pôde - 8,5x10-2%, v oceáne - 8,8x10-2% (Vinogradov, 1962). V zasolených pôdach však môže obsah síry dosiahnuť hodnoty merané v celých percentách. Hlavným rezervoárom, z ktorého ho čerpajú živé organizmy, je teda litosféra. Je to spôsobené tým, že stabilná existencia zlúčenín síry v podmienkach modernej zemskej atmosféry, ktorá obsahuje voľný kyslík a pary H2O, je nemožná. Sírovodík (H 2 S) v kyslíkovom prostredí oxiduje a kyslíkaté zlúčeniny síry pri reakcii s H 2 O vytvárajú kyselinu sírovú H 2 SO 4, ktorá v rámci kyslých dažďov dopadá na povrch Zeme. Preto oxidy síry SOx, hoci ich môžu rastliny absorbovať priamo z atmosféry, tento proces nezohráva významnú úlohu v cykle síry.

Síra má niekoľko izotopov, z ktorých najbežnejšie v prírodných zlúčeninách sú S 32 (> 95 %) a S 34 (4,18 %). V dôsledku biologických a biogeochemických procesov dochádza k zmene pomeru týchto izotopov smerom k zvýšeniu obsahu ľahšieho izotopu vo vrchných humusových horizontoch pôd.

Izotopové zloženie síry podzemných, pôdno-podzemných a vo vode rozpustných síranov z C horizontu síranovo-sódových solončakov je podobné.

V zemskej kôre sa zlúčeniny síry vyskytujú hlavne v dvoch minerálnych formách: sulfid (soli kyseliny sírovej) a síran (soli kyseliny sírovej). Prírodná síra je vzácna, je nestabilná a má tendenciu v závislosti od redoxného potenciálu prostredia vytvárať buď zlúčeniny kyslíka alebo vodíka.

Primárna, hlboko zakorenená minerálna forma síry v zemskej kôre je sulfid. Sulfidové zlúčeniny sú v podmienkach biosféry prakticky nerozpustné, a preto sulfidovú síru rastliny neabsorbujú. Ale zároveň sú sulfidy nestabilné v kyslíkovom prostredí. Preto sa sulfidy na zemskom povrchu spravidla oxidujú a v dôsledku toho je síra zahrnutá do zloženia síranových zlúčenín. Sulfátové soli majú pomerne dobrú rozpustnosť a síra v geografickom obale aktívne migruje vo vodných roztokoch ako súčasť síranového iónu SO 4 2-.

Práve v tejto sulfátovej forme je síra vo vodných roztokoch účinne absorbovaná rastlinami a potom živočíšnymi organizmami. Asimiláciu uľahčuje skutočnosť, že síranové zlúčeniny síry sa môžu akumulovať v pôde, podieľajú sa na výmenných sorpčných procesoch a sú súčasťou pôdneho absorpčného komplexu (SAC).

Rozklad organickej hmoty v kyslíkovom prostredí vedie k návratu síry do pôdy a prírodných vôd. Síranová síra migruje vo vodných roztokoch a môže byť opäť použitá rastlinami. Ak k rozkladu dochádza v bezkyslíkatom prostredí, vedúcu úlohu zohráva činnosť sírnych baktérií, ktoré redukujú SO 4 2- na H 2 S. Sírovodík sa uvoľňuje do atmosféry, kde sa oxiduje a vracia sa k ostatným zložkám biosféry vo forme síranu. V redukčnom prostredí môže byť časť síry viazaná v sulfidových zlúčeninách, ktoré po obnovení prístupu kyslíka opäť oxidujú a prechádzajú do sulfátovej formy.

Biogeochemický cyklus síry pozostáva zo 4 etáp (obr. 3.5.4):

asimilácia zlúčenín síry živými organizmami (rastliny a baktérie) a zahrnutie síry do bielkovín a aminokyselín.

Premena organickej síry živými organizmami (živočíchy a baktérie) na konečný produkt - sírovodík.

Oxidácia minerálnej síry živými organizmami (sírne baktérie, tionové baktérie) v procese redukcie síranov. V tomto štádiu dochádza k oxidácii sírovodíka, elementárnej síry a jej tio- a tetra-zlúčenín.

Redukcia minerálnej síry živými organizmami (baktériami) v procese odsírenia na sírovodík. Najdôležitejším článkom celého biogeochemického cyklu síry v biosfére je teda biogénna tvorba sírovodíka.

Ryža. 3.5.4. Schéma biogeochemického cyklu síry

K odstraňovaniu síry z kolobehu biosféry dochádza v dôsledku akumulácie síranových usadenín (hlavne sadry), ktorých vrstvy a šošovky sa stávajú súčasťou litosféry. Straty sa kompenzujú po prvé v procesoch vulkanizmu (vstup H 2 S a SO x do atmosféry a odtiaľ so zrážkami na povrch Zeme). A po druhé, v dôsledku činnosti termálnych vôd, s ktorými sa sulfidové zlúčeniny dostávajú do horných horizontov zemskej kôry a na dno Svetového oceánu.

Medzi charakteristické črty cyklu síry teda patrí sekundárna úloha procesov migrácie v atmosfére, ako aj rôznorodosť foriem výskytu v dôsledku jej prechodu zo sulfidových foriem na sulfátové a naopak v závislosti od zmien redoxných podmienok.

Priemyselné procesy uvoľňujú do atmosféry veľké množstvo síry. V niektorých prípadoch značná koncentrácia zlúčenín síry v ovzduší spôsobuje environmentálne poruchy vrátane kyslých dažďov. Prítomnosť oxidu siričitého v ovzduší negatívne ovplyvňuje vyššie rastliny aj lišajníky a epifytické lišajníky môžu slúžiť ako indikátory zvýšeného obsahu síry v ovzduší. Lišajníky absorbujú vlhkosť z atmosféry celým svojím talom, takže koncentrácia síry v nich rýchlo dosiahne maximálnu prípustnú úroveň, čo vedie k smrti organizmov.

Vstup síry do všeobecného cyklu podľa J. P. Frienda (1976) je nasledovný:

Pri odplyňovaní zemskej kôry - 12x10 12 g/rok; pri zvetrávaní sedimentárnych hornín – 42x10 12 g/rok; antropogénne vstupy vo forme oxidu siričitého sú 65x1012 g/rok, čo spolu predstavuje 119x1012 g/rok. Značné množstvá síry sa ročne zakonzervujú vo forme sulfidov a síranov - 100x10 12 g/rok a sú tak dočasne odstránené zo všeobecného biogeochemického cyklu.

Antropogénny vstup síry do biosféry teda výrazne mení kolobeh tohto prvku a vstup síry do biosféry prevyšuje jej spotrebu, v dôsledku čoho by malo dochádzať k jej postupnej akumulácii.

Fosfor

Cyklus fosforu v prírode je veľmi odlišný od biogeochemických cyklov uhlíka, kyslíka, dusíka a síry, pretože plynná forma zlúčenín fosforu (napríklad PH 3) sa prakticky nezúčastňuje biogeochemického cyklu fosforu. To znamená, že fosfor nie je vôbec schopný akumulácie v atmosfére. Litosféra preto zohráva úlohu „zásobníka“ fosforu, z ktorého sa tento prvok získava a využíva v biologickom cykle, ako aj na síru.

Fosfor v litosfére je obsiahnutý vo forme fosfátových zlúčenín (soli kyseliny fosforečnej). Hlavný podiel medzi nimi má fosforečnan vápenatý – apatit. Jedná sa o polygénny minerál vytvorený v rôznych prírodných procesoch - hlbokých aj supergénnych (vrátane biogénnych). Fosfátové zlúčeniny sa môžu rozpúšťať vo vode a fosfor v ióne PO 4 3- môže migrovať vo vodných roztokoch. Z nich je fosfor absorbovaný rastlinami.

Index biogénneho obohatenia pôd vo vzťahu k zemskej kôre a rastlín vo vzťahu k pôde je pre fosfor, ako aj pre dusík, 1000 a 10 000 (Kovda, 1985). Pre rastliny je najdostupnejší fosfor z nešpecifických organických zlúčenín a humusu a práve tento fosfor hrá hlavnú úlohu v malom (lokálnom) biologickom cykle fosforu.

Zvieratá sú ešte väčšími koncentrátormi fosforu ako rastliny. Mnohé z nich akumulujú fosfor v tkanivách mozgu, kostry a schránok Existuje niekoľko spôsobov, ako môže byť fosfor absorbovaný konzumnými organizmami. Po prvé, priama absorpcia z rastlín počas výživy. Po druhé, vodné organizmy kŕmiace filtrom extrahujú fosfor z organických suspenzií. Po tretie, organické zlúčeniny fosforu sú absorbované organizmami, ktoré požierajú kaly, keď spracovávajú biogénny kal.

Fosfor sa vracia do prostredia pri rozklade organickej hmoty. Tento návrat však nie je ani zďaleka úplný. Vo všeobecnosti sa zlúčeniny fosforu vyznačujú tendenciou vynášať sa vo forme vodných roztokov a suspenzií do konečných nádrží prúdenia, v najväčšej miere do Svetového oceánu, kde sa hromadí v sedimentárnych ložiskách rôzneho pôvodu. Táto časť fosforu sa môže vrátiť do exogénneho cyklu iba v dôsledku tektonických procesov, ktoré sa tiahnu stovky miliónov rokov. Udržiavanie rovnováhy v prírodných podmienkach zabezpečuje relatívne slabá pohyblivosť zlúčenín fosforu, v dôsledku čoho sa do nej fosfor extrahovaný rastlinami z pôdy väčšinou vracia v dôsledku rozkladu organickej hmoty. Fosfor sa pomerne ľahko fixuje v pôde a skalách. Fixátory fosforu sú hydroxidy železa, mangánu, hliníka, ílové minerály (najmä minerály skupiny kaolinitu). Avšak fixovaný fosfor môže byť zo 40-50% desorbovaný a využitý rastlinami. Tento proces závisí od podmienok prostredia pH a Eh. Zvýšená kyslosť a tvorba kyseliny uhličitej prispieva k desorpcii fosforu a zvýšenej migrácii zlúčenín fosforu.

V redukčnom prostredí vznikajú zlúčeniny fosforu s dvojmocným železom, čo tiež prispieva k odstraňovaniu fosforu z pôdy.

Migrácia fosforu je možná aj v dôsledku vodnej a veternej erózie. Preto je biogeochemický cyklus fosforu oveľa menej uzavretý a menej reverzibilný ako cykly uhlíka a dusíka a obzvlášť nebezpečné je znečistenie prostredia fosforom (obr. 3.5.5).

Ryža. 3.5.5. Schéma biogeochemického cyklu fosforu

Hlavné znaky cyklu fosforu sú teda:

nedostatok atmosférického transportu;

prítomnosť jediného zdroja - litosféry;

tendencia hromadenia odtoku v terminálnych nádržiach.

Pri intenzívnom poľnohospodárskom využívaní pôdy sú straty fosforu v krajine takmer nezvratné. Kompenzácia je možná len použitím fosforečných hnojív. Je známe, že fosforečné hnojivá sú dôležitým a nevyhnutným článkom pri dosahovaní vysokých výnosov poľnohospodárskych plodín. Všetky známe zásoby fosfátových ložísk sú však obmedzené a podľa predpovedí vedcov sa môžu v najbližších 75-100 rokoch vyčerpať. Škodlivé fosfátové zlúčeniny sa zároveň v poslednom čase stávajú jedným z najdôležitejších faktorov znečisťovania vôd riek a jazier.

Všeobecný obraz o distribúcii migrácie fosforu v biosfére teda v poslednom čase prudko narušil človek. Tu sú zložky tohto javu: po prvé mobilizácia fosforu z poľnohospodárskych rúd a trosiek, výroba a používanie fosforečných hnojív, po druhé výroba prípravkov s obsahom fosforu a ich využitie v každodennom živote; po tretie, produkcia zdrojov potravín a krmív s obsahom fosforu, ich vývoz a spotreba v oblastiach koncentrácie obyvateľstva; po štvrté, rozvoj rybolovu, ťažba morských mäkkýšov a rias, čo znamená prerozdelenie fosforu z oceánu na pevninu. V dôsledku toho sa pozoruje proces fosfátovania pôdy, ale tento proces sa prejavuje mimoriadne nerovnomerne. Obsah fosforu v prostredí veľkých miest sa zvyšuje. Naopak, krajiny, ktoré aktívne vyvážajú organické produkty a nepoužívajú fosforečné hnojivá, strácajú zásoby fosforu v pôde.

Biogeochemické cykly draslíka a sodíka

Clarke draslíka v zemskej kôre je 2,89 a sodíka 2,46, t.j. ich relatívny obsah je veľmi blízky.

Draslík pozostáva zo zmesi 3 izotopov: 39 K – 93,08 %; 40 K -0,0119 %; 41 K – 6,91 %. Izotop 40K je nestabilný a mení sa na susedné izobary vápnika a argónu.

Premena draslíka na argón bola základom pre vývoj draselno-argónovej metódy jadrovej geochronológie.

Kozmické množstvo draslíka ako nepárneho prvku je malé v porovnaní s párnym vápnikom a kyslíkom. Z hľadiska veľkosti je draslíkový ión najväčší spomedzi ostatných vedúcich katiónov v litosfére. Preto je objemové množstvo draslíka na druhom mieste po kyslíku v zemskej kôre.

Draslík je chemicky aktívny kov a vo svojom pôvodnom stave sa nenachádza. Vo všetkých chemických zlúčeninách na Zemi pôsobí ako jednomocný kov. Kovový draslík „horí“ na vzduchu, rýchlo oxiduje na K 2 O. Počet druhov minerálov je 115 (trikrát menej ako vápnik a o polovicu menej ako sodík Najdôležitejšie minerály: halogény - sylvit, karnallit, dusičnany - K). - ľadok, silikáty – K-živce (ortoklas, mikroklin), flogopit, muskovit, biotit, glaukonit, leucit. Chemické vlastnosti draslíka sú blízke sodíku, čo určuje ich spoločnú migráciu. Ale ich správanie v zóne hypergenézy a biosfére ako celku je výrazne odlišné. Väčšina draslíka počas supergénnej premeny silikátov zostáva v zložení sekundárnych ílových minerálov, preto je draslík oveľa pevnejšie zadržiavaný vo svetovej pevnine ako sodík a ako uvidíme neskôr, vápnik. Napriek tomu dochádza k čiastočnému uvoľňovaniu draselných iónov v procesoch hypergenézy a aktívne sa podieľajú na biogeochemickom cykle.

Je to spôsobené tým, že draslík zohráva v živote živých organizmov veľmi dôležitú úlohu. Vo vlhkom podnebí, keď sú minerály obsahujúce draslík zvetrané, sa draslík ľahko vylúhuje a transportuje vodnými roztokmi. Odstraňovanie draslíka v kôre zvetrávania však prebieha menej intenzívne ako vápnik a sodík. Je to spôsobené tým, že veľké draselné ióny sú viac sorbované jemne rozptýlenými minerálmi. Už dlho je známe, že draselné ióny sú ľahšie sorbované niektorými koloidmi (napríklad hydroxidmi železa a hliníka) ako sodné ióny. Katiónové výmenné reakcie s ílovými minerálmi tiež podporujú fixáciu draslíka. V pôdach dochádza aj k výmene medzi draselnými a hydróniovými iónmi, ktoré majú porovnateľné iónové veľkosti. Týmto spôsobom môže byť draslík fixovaný v hydroslíde, kaolinite a montmorillonite. Draslík, vo väčšej miere ako sodík, je absorbovaný suchozemskou vegetáciou.

Preto sa veľa draslíka zadržiava v pôde, zatiaľ čo väčšina sodíka sa prenáša do oceánu. Odtok z kontinentov obsahuje takmer 2,5-krát viac sodíka ako draslíka.

Draslík je základným prvkom živých organizmov. Obsahujú od 0,1 do 0,01 % draslíka. Popol pestovaných rastlín obsahuje až 25-60 % K 2 O. Niektoré organizmy sú schopné koncentrovať draslík vo významných množstvách. V niektorých riasach tak obsah draslíka dosahuje 3 % živej hmotnosti. Pozemné rastliny absorbujú draslík z pôdy. Pri nedostatku draslíka listy blednú a odumierajú a semená strácajú svoju životaschopnosť. Draslík ľahko preniká do buniek organizmov a zvyšuje ich priepustnosť pre rôzne látky. Má významný vplyv na metabolizmus a rastliny ho potrebujú na fotosyntézu. Okrem toho draslík zlepšuje prúdenie vody do rastlinných buniek a znižuje proces vyparovania, čím zvyšuje odolnosť rastlín voči suchu. Pri nedostatku alebo nadbytku draslíka sa rýchlosť fotosyntézy znižuje a rýchlosť dýchania sa zvyšuje. Nedostatok draslíka v pôde vedie k výraznému zníženiu produktivity rastlín.

To je dôvod, prečo je klírens draslíka v živej hmote taký vysoký ako dusík. Niektoré morské riasy akumulujú najmä veľa draslíka (až 5%).

Ročne sa do biologického cyklu na súši zapojí asi 1,8x109 ton draslíka (Dobrovolsky, 1998). Masa draslíka uvoľnená zo systému biologického cyklu na súši je čiastočne zadržiavaná v odumretej organickej hmote a sorbovaná pôdnou minerálnou hmotou (ílové minerály) a čiastočne sa podieľa na migrácii vody.

Množstvo draslíka viazaného v súčasnosti v odumretej organickej hmote pedosféry je podľa rôznych autorov od 3x109 do 6x109 ton. Ročne sa do oceánu s kontinentálnym odtokom vody dostane viac ako 61x106 ton draslíka v rozpustenom stave (vo forme voľných iónov) a 283x106 ton draslíka v suspenzii (ílovité častice, organické látky a pod.). Draslík tiež aktívne migruje v systéme povrch-atmosféra oceánu v zložení aerosólov: priemerná koncentrácia tohto prvku v zrážkach nad oceánom je 15%. Koncentrácia draslíka v zrážkach nad kontinentmi je citeľne vyššia, v priemere 0,7 %. Značné množstvo draslíka sa spolu s prachom prenáša z pevniny do oceánu. Podľa V.V. Dobrovolsky, táto hodnota nie je menšia ako 43x10 6 ton ročne.

V supergénnej zóne sú veľké koncentrácie draslíka zriedkavé a sú zastúpené evaporitmi - sylvitom a karnallitom. Ešte menej časté sú dusičnany draselné vo forme dusičnanu draselného organogénneho pôvodu (vzniká v suchom podnebí).

Čistota sodíka v živej hmote je veľmi nízka – 0,008 (o viac ako dva rády nižšia ako u draslíka), čo naznačuje nízku spotrebu sodíka živou hmotou. Sodík však v malých množstvách potrebujú všetky živé organizmy.

Vo vlhkom podnebí sodík ľahko opúšťa biologický cyklus a spolu s tekutým odtokom sa prenáša mimo krajinu. V dôsledku toho dochádza k všeobecnému úbytku sodíka. Obsah sodíka v rastlinných organizmoch je zvyčajne veľmi nízky. Živočíšne organizmy potrebujú zvýšené množstvo tohto prvku, keďže je súčasťou krvi. Ovplyvňuje činnosť kardiovaskulárneho systému a obličiek. Zvieratá preto niekedy treba kŕmiť kuchynskou soľou.

V suchom podnebí sa sodík koncentruje v podzemných a jazerných vodách a hromadí sa v slaných pôdach (efekt bariéry proti odparovaniu). V súlade s tým vegetácia halofytických spoločenstiev obsahuje zvýšené množstvá sodíka.

Úloha biologického cyklu sodíka je však na rozdiel od draslíka pomerne malá. Ale jeho migrácia vody je veľmi významná. Z hľadiska migračných vzorcov v biosfére je sodík veľmi podobný chlóru. Tvorí ľahko rozpustné soli, preto sa hromadí vo Svetovom oceáne a podieľa sa na atmosférickej migrácii.

Hlavným zdrojom mobilného sodíka v biosfére sú zvetrávajúce vyvreliny (hlavným zdrojom chlóru je vulkanizmus).

Technogenéza urobila významné úpravy biogeochemických dráh migrácie sodíka. Prvoradý význam má ťažba halitu (kuchynskej soli), sódy a mirabilitu. Charakter biogeochemických cyklov sodíka výrazne ovplyvňuje aj zavlažovanie pôdy v suchých oblastiach.

Biogeochemické cykly vápnika a horčíka

Atómy vápnika obsahujú magický počet protónov: 20 v jadre a to určuje silu jeho jadrového systému. Z ľahkých prvkov je vápnik zastúpený maximálnym počtom stabilných izotopov - 6, s distribúciou: 40 Ca - 96,97 % (dvakrát magické Z=N=20) 42 Ca - 0,64, 43 Ca - 0,145, 44 Ca - 2,06, 46 Ca - 0,0033, 48 Ca - 0,185 %. Z hľadiska distribúcie v Slnečnej sústave mu patrí 15. miesto, no medzi kovmi je na 5. mieste.

V prírode sa správa ako reaktívny kov. Ľahko oxiduje za vzniku CaO. V geochemických procesoch pôsobí ako dvojnásobne nabitý katión Ca+2

Jeho iónový polomer je veľmi blízky polomeru sodíka. Počet minerálnych druhov je 390, patrí teda k hlavným minerálnotvorným prvkom. V počte vytvorených minerálov je na 4. mieste za kyslíkom, vodíkom a kremíkom. Napríklad: uhličitany – kalcit, aragonit, dolomit; sírany – anhydrit, sadra; halogenidy - fluorit; fosfáty: apatit; silikáty - granáty, pyroxény, amfiboly, epidot, plagioklasy, zeolity.

Plagioklasy sú najbežnejšie minerály v zemskej kôre. Clarke vápnika v litosfére je 2,96. Kremičitany vápenaté sú v zóne hypergenézy slabo stabilné a sú prvé, ktoré sa ničia pri zvetrávaní hornín.

Vápnik má relatívne vysokú migračnú schopnosť, ktorú do značnej miery určujú klimatické charakteristiky. Pri chemických procesoch zvetrávania dochádza k vylúhovaniu vápnika z minerálov prírodnými vodami. Vo vzťahu k zvetrávaniu tvoria vápenaté minerály nasledujúcu postupnosť: plagioklas - augit vápenatý - amfibol vápenatý. V skupine plagioklasov odrody bohaté na vápnik zvetrávajú rýchlejšie ako odrody sodíkové. Prírodné roztoky, ktoré energicky odstraňujú vápnik, zároveň obsahujú značné množstvo bikarbonátových iónov. Ale v pôdach vlhkých zón je výrazný nedostatok vápnika. V zvetrávacích kôrach je ho veľmi málo. Vysvetľuje to vysoká migračná mobilita tohto prvku.

V iónovom zachytávači z kontinentov je vápnik na prvom mieste medzi katiónmi. Riekami sa uskutočňuje najmä vo forme suspendovaných uhličitanov, síranov a hydrogénuhličitanu v rozpustenom stave. Geochemická história vápnika v oceáne súvisí so systémom uhličitanovej rovnováhy, teplotou vody a činnosťou živých organizmov.

Vápnik je jedným z najdôležitejších prvkov živých organizmov – od prvokov až po vyššie cicavce. Studené vody vysokých zemepisných šírok a hlbokých morí sú v dôsledku nízkych teplôt a pH nedostatočne nasýtené CaCO 3, takže kyselina uhličitá obsiahnutá vo vode rozpúšťa CaCO 3 spodných sedimentov. To je dôvod, prečo sa morské organizmy vo vysokých zemepisných šírkach vyhýbajú budovaniu kostry z CaCO 3 . V rovníkových zemepisných šírkach sa vytvorila oblasť presýtenia CaC03. Je tu masívny rast koralových útesov a mnohé tu žijúce organizmy majú masívne karbonátové kostry a schránky.

Migrácia vápnika v oceáne za účasti živých organizmov je najdôležitejším článkom v jeho cykle. Podľa A.P. Rieky Vinogradov ročne prinesú do oceánu 1*10 15 ton CaCO 3 . Kam išiel? Približne rovnaké množstvo je ročne pochované v sedimentoch oceánskeho dna. Oceánske živé organizmy koncentrujú vápnik vo forme aragonitu a kalcitu. Aragonit je však nestabilný a nakoniec sa zmení na kalcit. V oceáne sa stretávame s unikátnymi javmi rýchleho rastu veľkých kryštálov v jednotlivých organizmoch. V niektorých lastúrach lastúrnikov sa nachádzajú kryštály kalcitu dlhé viac ako 7 cm, ktoré žijú v tropických moriach morských ježkov s dlhými kalcitovými ihličkami. U mnohých ostnokožcov sa pozoruje adaptácia živého tela organizmov na formu kryštálov. V tomto prípade sa stretávame so zvláštnym typom symbiózy medzi organizmami a kryštálmi.

V suchom podnebí sa vápnik ľahko vyzráža z roztokov vo forme uhličitanov, čím sa v pôde vytvárajú vrstvy chemogénnych uhličitanových hornín a iluviálne-karbonátové horizonty.

Malá časť vápenatých iónov morskej vody sa chemicky vyzráža v uzavretých vodách za podmienok odparovania.

Vápnik hrá dôležitú úlohu v procesoch tvorby pôdy. Je súčasťou pôdoabsorpčného komplexu, zúčastňuje sa výmenných reakcií pôdneho roztoku, určujúcich tlmivú kapacitu pôd v kyslej oblasti prostredia. Humáty vápenaté zohrávajú dôležitú úlohu pri tvorbe pôdnej štruktúry. Okrem toho sa vápnik aktívne podieľa na procesoch zrážania seskvioxidov a mangánu, pričom spolu s týmito prvkami a oxidom kremičitým často tvoria uzliny.

V kyslých pôdach, charakterizovaných výrazným prejavom procesu vyplavovania, sa pozoruje fenomén biogénnej akumulácie vápnika v podstielke a akumulačných povrchových pôdnych horizontoch. Je súčasťou skupiny biofilných prvkov. Preto sa vápnik aktívne zúčastňuje biologického cyklu. Rozsah zapojenia vápnika sa v rôznych prírodných oblastiach výrazne líši.

V poľnohospodárskej krajine sa spolu s úrodou odstraňuje významná časť vápnika.

K narúšaniu biogeochemického cyklu vápnika však v súčasnosti nedochádza len a nie tak v dôsledku odcudzenia jeho časti poľnohospodárskymi produktmi, ale aj v dôsledku využívania karbonátových hornín v stavebníctve, poľnohospodárstve (vápnenie pôd), resp. hutnícky priemysel.

Horčík clarke je horší ako clark vápnika a je 1,87, ale distribúcia horčíka je veľmi heterogénna. Veľkosť iónu horčíka je blízka iónom železnatého železa a niklu a spolu s nimi je súčasťou olivínov a pyroxénov, koncentrujúcich sa v zásaditých a najmä ultrabázických vyvrelinách.

Zároveň sa horčík hromadí v oceáne a slaných jazerách a z hľadiska migračnej schopnosti sa približuje k prvkom ako sodík a draslík. Je to spôsobené dobrou rozpustnosťou chloridov a síranov horečnatých. Na rozdiel od iných kovov alkalických zemín a alkalických kovov horčík v dôsledku malej veľkosti iónov ľahko vstupuje do kryštálovej mriežky ílových minerálov a vytvára sekundárne hlinitokremičitany horečnaté.

Horčík je biofilný prvok. Je súčasťou chlorofylu, ktorý sa pri nedostatku tohto prvku ničí. Rastlina na nedostatok horčíka v pôde reaguje výlevom chlorofylu zo starých listov do mladých. Pohyb sa vyskytuje pozdĺž listových žíl. Preto zostávajú dlho zelené, zatiaľ čo medzižilové plochy listu zožltnú. Známe sú aj choroby zvierat spojené s nedostatkom horčíka. Horčík je však menej biofilný ako vápnik a draslík.

Vo vlhkej krajine sa horčík, podobne ako vápnik, vyplavuje z pôd, aj keď jeho pohyblivosť je nižšia Je to spôsobené pôsobením viacerých geochemických bariér. Po prvé, horčík je aktívne absorbovaný živou hmotou; Po druhé– podobne ako draslík vstupuje do kryštálových mriežok sekundárnych kremičitanov a nakoniec je sorbovaný ílovými koloidmi a humusom. Napriek tomu sa značná časť horčíka uskutočňuje s kvapalným odtokom a v zložení podzemných a riečnych vôd je horčík na druhom mieste po vápniku.

V suchých podmienkach je distribúcia horčíka ovplyvnená vysokou rozpustnosťou jeho chloridov a síranov. V dôsledku toho dochádza k hromadeniu týchto solí na odparovacích bariérach a vytváraniu slaných močiarov.

Horčík sa do oceánu dostáva zo zvetrávaných hornín a rozsah tejto zásoby je značný (najmä v minulosti). Podľa výpočtov V.M. Goldschmidt, v priebehu geologickej histórie sa z kontinentov dostalo do oceánu 12,6 g horčíka na kilogram oceánska voda. Obsah horčíka vo vode moderných oceánov je však iba 1,3 g Je to spôsobené viacnásobnou účasťou každého atómu horčíka na veľkom geologickom cykle, ukladaním dolomitov a iných sedimentárnych hornín obsahujúcich horčík.

Migrácia horčíka sa v priebehu geologickej histórie výrazne líšila. Ak prekambrické vápence obsahujú až 12,6 % horčíka, tak moderné obsahujú iba 1 %. Tvorba dolomitov na otvorených moriach ustala na konci paleozoika. V súčasnosti sa dolomity ukladajú len v niektorých lagúnach a v jazere Balchaš (Kazachstan).

Technofília horčíka je stále výrazne nižšia ako u vápnika a sodíka. Až do začiatku dvadsiateho storočia sa používal iba dolomit a magnezit. Len nedávno sa začali široko používať zliatiny obsahujúce horčík. V krajinách ochudobnených o horčík sa pozoruje mierna akumulácia horčíka v dôsledku aplikácie hnojív s obsahom horčíka a vápnenia pôdy dolomitom.

Vo všeobecnosti sa teda biogeochemické cykly všetkých alkalických kovov a kovov alkalických zemín vyznačujú otvorenosťou globálnych ročných cyklov. V dôsledku toho sa v sedimentoch svetového oceánu pozoruje intenzívna akumulácia týchto prvkov: podľa V. V. je koncentrovaných až 99 % vápnika, 98 % draslíka a viac ako 60 % sodíka. Dobrovolsky v sedimentárnych horninách.

kremík

Kremík je druhý najrozšírenejší (po kyslíku) chemický prvok v zemskej kôre. Jeho clarke v zemskej kôre je 29,5, v pôde - 33, v oceáne - 5x10-5. Napriek enormnému množstvu kremíka a jeho zlúčenín v prírode (kremeň a kremičitany tvoria 87 % litosféry) však biogeochemické cykly kremíka (najmä na súši) ešte nie sú dostatočne prebádané.

Niet divu, že V.I. Vernadsky veril, že žiadny organizmus v biosfére nemôže existovať bez kremíka, ktorý je potrebný na tvorbu buniek a tkanív rastlín a živočíchov a ich kostry. Živá hmota získava kremík z prírodných vôd a pôd pre výživu a fungovanie biochemických procesov, potom ho uvoľňuje v exkrementoch a keď zomrie. V dôsledku smrti miliárd organizmov sa na dne vodných plôch ukladajú obrovské masy oxidu kremičitého. Takto vzniká biogeochemický cyklus kremíka. IN AND. Vernadsky zdôraznil, že históriu oxidu kremičitého nemožno pochopiť bez štúdia výsledkov životnej činnosti organizmov. Je možné, že kremeň v proterozoických železitých kremencoch bol tiež z veľkej časti biogénny.

M. Strakhov preukázal možnosť výlučne biogénnej extrakcie SiO2 z povrchových vôd. Prísun rozpusteného oxidu kremičitého do oceánu z pevniny je však pre normálny vývoj fytoplanktónu nedostatočný. Preto sú v miernych a tropických zemepisných šírkach v oceáne organizmy s kremičitou kostrou slabo vyvinuté. Vzhľadom na súčasnú saturáciu vody oxidom kremičitým je potrebné pre normálny vývoj fytoplanktónu a rozsievok použiť každý atóm kremíka opakovane počas roka (desiatky až stokrát). Z celkovej hmoty oxidu kremičitého produkovaného v povrchovej fotosyntetickej vrstve sa do spodných sedimentov nedostane viac ako 0,1 dielu a často je to len 0,05-0,01 dielu. Zvyšok oxidu kremičitého sa opäť stáva rozpustným vo vode. Následne ho z vody zachytávajú nové generácie rozsievok, kremičitých húb a rádiolariánov. Avšak 0,1-0,01 zvyškov kostry rozsievok planktónu siahajúcich na dno vedie k významným akumuláciám sedimentárnych kremičitých hornín. Táto vetva kremíkového cyklu je relatívne statická a nevratná a časť oxidu kremičitého je týmto spôsobom odstránená z biogeochemického cyklu.

Dôležitejšia je pre nás iná, dynamickejšia vetva cyklu, ktorá je vlastne cyklická. Ide o kremík, ktorý mnohokrát do roka prechádza z organizmov fytoplanktónu do prostredia a späť. Tieto prechody odhaľujú najdôležitejšiu funkciu vodného biogeochemického cyklu kremíka – funkciu prenosu hmoty a energie hmoty z povrchu do hlbších zón Svetového oceánu.

Druhou črtou biogeochemického cyklu kremíka vo svetovom oceáne je jeho neoddeliteľné spojenie s uhlíkom.

Kontinentálna vetva kremíkového cyklu je zložitá. Vodná migrácia oxidu kremičitého úzko súvisí s krajinnými a geochemickými podmienkami: zložením vegetácie a litológiou podložných sedimentov. Mobilita oxidu kremičitého sa prudko zvyšuje so zvyšujúcim sa pH prostredia, najmä v alkalickej oblasti. Pri pH=10-11 môže koncentrácia oxidu kremičitého dosiahnuť 200 mg/l. Výrazne zvyšuje rozpustnosť amorfného oxidu kremičitého a zvyšuje teplotu. Sírany, hydrogénuhličitany a uhličitany horčíka a vápnika prudko znižujú rozpustnosť oxidu kremičitého a spôsobujú jeho vyzrážanie (karbonátovo-kremičité jalové odrody železitých kremencov). V podmienkach silne kyslého prostredia, pH = 1-2, sa tiež výrazne zvyšuje rozpustnosť oxidu kremičitého. (takto vznikajú sekundárne kremence vo vulkanických asociáciách pri jej redepozícii) Niektoré rastliny sú koncentrátory kremíka (žihľava)

Silným mechanizmom poháňajúcim tento cyklus je vegetačný kryt krajiny, v ktorom prebiehajú rôzne procesy tvorby organogénnych minerálov s obsahom kremíka (biolitov). Biolity sú v tomto prípade chápané ako minerály vznikajúce vo vnútri tela počas jeho života. Ich úloha v cykle kremíka je extrémne veľká, ale nebola dostatočne študovaná. Oxid kremičitý v podstate pokrýva bunkové membrány. Najviac biolitov oxidu kremičitého sa nachádza v obilninách, ostriciach, prasličkách, paprade, machoch, palmách, ihličí, smrekovom ihličí, listoch a kôre brestu, osiky a duba. V popole perovej trávy môže obsah oxidu kremičitého podľa Parfenova a Yarilova dosiahnuť 80%. V bambusových kmeňoch sa niekedy nachádzajú útvary zložené z opálu, dosahujúce dĺžku 4 cm a hmotnosť až 16 g! Genéza pôdnej kyseliny kremičitej za určitých podmienok priamo súvisí s akumuláciou tohto prvku živými organizmami. Najvýraznejším príkladom je tvorba sladov, ktorých kyselina kremičitá sa nahromadila v dôsledku činnosti rozsievok. Počas životnej aktivity modrozelených rias sa železo, mangán a oxid kremičitý „zachytávajú“ tvorbou biolitov. Pomer procesov akumulácie a odstraňovania oxidu kremičitého v podmienkach mierneho pásma sa posúva smerom k akumulácii. Krajinná pokrývka, najmä ihličnaté lesy, pôsobí ako silný mechanizmus, ktorý odčerpáva masy oxidu kremičitého z hornín, pôdy a prírodných vôd a vracia ich späť do krajiny vo forme biolitov. Následne sa opál biolitov premieňa na chalcedón a dokonca aj sekundárny kremeň. Významná časť kyseliny kremičitej biolitov je zahrnutá do aktívnej migrácie v pôde a podzemných vodách vo forme koloidných a pravých roztokov.

V dôsledku pôsobenia aerosólov oxidu kremičitého na živé organizmy (zvieratá a ľudia) vzniká závažné ochorenie - silikóza.

Biogeochemické cykly hliníka, železa a mangánu

Hliník je jedným z troch najbežnejších prvkov v zemskej kôre. Jeho Clarke je 8,05. Železo je na druhom mieste v množstve po hliníku medzi kovmi a na štvrtom mieste medzi všetkými prvkami zemskej kôry. Jeho clarke je 4,65. Obsah mangánu v zemskej kôre je výrazne nižší ako -0,1 %. Tieto dva prvky zaberajú susedné miesta v periodickej tabuľke prvkov D.I. Mendelejev a majú podobnú štruktúru elektronických škrupín. Mangán však migruje aktívnejšie, pretože hodnota pH, pri ktorej sa jeho hydroxid vyzráža, je vyššia ako pri železe. Železo a mangán sa aktívne podieľajú na biologickom cykle, keďže sú súčasťou mnohých enzýmov. Železo sa podieľa na tvorbe chlorofylu a je súčasťou hemoglobínu. Mangán sa podieľa na redoxných reakciách - dýchaní, fotosyntéze a absorpcii dusíka. Účasť hliníka na biologickom cykle je obmedzená. Hoci je to najbežnejší kov v zemskej kôre, jeho biofilita je veľmi nízka, čistota živej hmoty je len 5x10-3.

Biogeochemické cykly železa a mangánu kriticky závisia od podmienok vlhkosti, reakcií prostredia, stupňa prevzdušnenia pôdy a podmienok rozkladu organickej hmoty. Migrácia hliníka je menej závislá od redoxných podmienok, pretože má konštantnú valenciu. Zároveň amfotérnosť tohto prvku spôsobuje silnú závislosť jeho migrácie od acidobázických podmienok prostredia: v silne kyslom prostredí sa správa ako katión a v silne zásaditom prostredí ako anión. . V neutrálnych a mierne alkalických vodách stepí a púští takmer nemigruje, mobilita tohto kovu je najvyššia vo vysoko kyslých vodách oblastí aktívneho vulkanizmu a v zónach oxidácie sulfidových usadenín. Pod ochranou organických koloidov hliník aktívne migruje v močiarnych vodách. Rýchlosť migrácie hliníka je však vo všeobecnosti oveľa nižšia ako u železa a mangánu a jeho minerály sú stabilnejšie. Slabá pohyblivosť hliníka podmieňuje zvyškovú (v dôsledku odstránenia mobilnejších prvkov) akumuláciu jeho hydroxidov v zvetrávacej kôre vlhkých trópov a tvorbu bauxitu.

Je známe, že zlúčeniny hliníka, železa a mangánu v pôdach s režimom vyplavovania migrujú vo vertikálnom smere a vytvárajú iluviálne horizonty obohatené o seskvioxidy a mangán. Mnoho výskumníkov dokázalo, že k migrácii seskvioxidov za podmienok vymývania vody dochádza vo forme vysoko disperzných sólov stabilizovaných kyslým humusom. Dôležitú úlohu v tomto prípade zohráva vytváranie anaeróbneho prostredia, ktoré spôsobuje tvorbu zlúčenín dvojmocného železa a mangánu. Rozhodujúci význam majú agresívne fulvové kyseliny, ktoré ničia pôdne minerály a vytvárajú ľahko pohyblivé komplexné zlúčeniny s hliníkom, železom a mangánom.

Zlúčeniny železa a mangánu aktívne migrujú s laterálnym vnútrozemným odtokom a vytvárajú akumulácie uzlín v močiaroch, lúčnych a glejových pôdach, plytkých jazerách a lagúnach. To naznačuje schopnosť týchto zlúčenín migrovať na veľmi dlhé vzdialenosti. Zrážanie železa v akumulačných krajinách sa vyskytuje vo forme uhličitanov železa, oxidov rôzneho stupňa hydratácie, ako aj fosforečnanov a humátov. V stepiach a púšťach v alkalickom prostredí tieto prvky slabo migrujú.

Migrácia železa a mangánu je možná aj v živej hmote. Po odumretí organizmov a ich mineralizácii v pôde sa časť týchto prvkov fixuje v pôde, zatiaľ čo druhá časť sa dostáva do prírodných vôd. Po návrate do pôdy začínajú nový biogeochemický cyklus.

V dôsledku zvetrávacích procesov sa železo dostáva do oceánov v obrovských množstvách. K odstraňovaniu železa riekami do oceánu dochádza v rôznych formách - vo forme hrubých suspenzií úlomkov minerálov a hornín obsahujúcich železo v kryštálovej mriežke (kremičitany, vrátane ílových minerálov), vo forme koloidov obsahujúcich železo v absorbovanom stave, vo forme hydrátov, humátov a organických zlúčenín dvojmocného železa.

Nedostatok železa vedie k ochoreniu rastlín známemu ako chloróza. Priama akumulácia železa vo významných množstvách je však charakteristická len pre niekoľko organizmov. V tomto ohľade sú baktérie železa jedinečné, pretože oxidujú dvojmocné železo, čo vedie k tvorbe limonitu. Rozsievky sú schopné absorbovať železo z nerozpustných koloidov. Železo konzumuje aj červenokrvný zooplanktón (malé kôrovce). Keď tieto organizmy odumrú a rozpustia sa úlomky, určité množstvo železa prejde do roztoku aj vo forme hydrátov a iných foriem. Ako zvláštny prípad koncentrácie železa organizmami možno zaznamenať prítomnosť magnetitu a goethitu v zuboch niektorých moderných ulitníkov.

Biogeochemický cyklus železa a mangánu je značne narušený technogénnymi procesmi a napriek výrazne vyššiemu obsahu železa v zemskej kôre je technofilita týchto prvkov približne rovnaká. V noosfére hrá hliník mimoriadne dôležitú úlohu, no jeho technofilita je takmer 100-krát nižšia ako u železa.

Biogeochemické cykly ťažkých kovov.

Ťažké kovy sa zvyčajne nazývajú chemické prvky s atómovou hmotnosťou viac ako 50 jednotiek. Napriek relatívne nízkemu výskytu týchto prvkov v prírode majú veľký vplyv na biogeochemické procesy v biosfére. Pretože mnohé z nich majú výrazný toxický účinok na živé organizmy.

Početné štúdie zistili, že týchto 9 prvkov je najtoxickejších: Cr, As, Ni, Sb, Pb, Vo, Cd, Hg, Ta. Poľskí vedci zoradili ťažké kovy podľa ich potenciálu znečistenia do 4 skupín. Do skupiny prvkov s veľmi vysokým potenciálom kontaminácie patrí kadmium, ortuť, olovo, meď, tálium, cín, chróm, antimón, striebro a zlato.

Do skupiny prvkov s vysokým potenciálom kontaminácie patrí bizmut a urán. Molybdén, bárium, mangán, titán, železo, selén, telúr. Skupina prvkov s priemerným potenciálom kontaminácie zahŕňa fluór, berýlium, vanád, rubídium, nikel, kobalt, arzén, germánium, indium, cézium a volfrám. Prvky s nízkym potenciálom kontaminácie sú stroncium, zirkónium, lantán, niób.

Ako vidíte, 4 kovy z prvej skupiny (s veľmi vysokým potenciálom znečistenia) sú olovo, ortuť, kadmium a chróm

Každé veľké mesto je do určitej miery príčinou výskytu biogeochemických anomálií, vrátane tých pre človeka nebezpečných.

Je dobre známe, že akumulácia olova a zinku sa vyskytuje v oblastiach s ťažkou premávkou vozidiel, pozdĺž diaľnic a v priemyselných centrách. Pôdy vo vidieckych oblastiach obsahujú 10-20-krát menej olova. Než pôdy miest. Olovo má schopnosť akumulovať sa v organickej hmote pôdy.

Dostupnosť ťažkých kovov pre rastliny závisí od druhu rastliny, pôdnych a klimatických podmienok. V každom rastlinnom druhu sa môžu koncentrácie ťažkých kovov líšiť v rôznych častiach a orgánoch a závisia aj od veku rastlín.

Medzi pôdne faktory, ktoré významne ovplyvňujú dostupnosť ťažkých kovov pre rastliny, patria: distribúcia veľkosti častíc, reakcia pôdneho prostredia, obsah organickej hmoty, kapacita výmeny katiónov a drenáž. V ťažších pôdach je menšie nebezpečenstvo prípadnej adsorpcie nadbytočného (toxického) množstva ťažkých kovov rastlinami. So zvyšovaním pH pôdneho roztoku sa zvyšuje pravdepodobnosť tvorby nerozpustných hydroxidov a uhličitanov. Predpokladá sa, že na minimalizáciu dostupnosti toxických kovov v pôde je potrebné udržiavať pH aspoň 6,5. Kovy môžu tvoriť komplexné zlúčeniny s organickou hmotou v pôde, a preto sú menej dostupné na príjem rastlinami v pôdach s vysokým obsahom humusu. Výmenná kapacita katiónov závisí najmä od obsahu a mineralogického zloženia ílovej časti pôdy a obsahu organických látok v nich. Čím vyššia je výmenná kapacita katiónov, tým väčšia je retenčná schopnosť pôd vzhľadom na ťažké kovy.

Nadbytočná voda v pôde podporuje výskyt kovov s nízkou valenciou v rozpustnejšej forme.

Prioritnými znečisťujúcimi látkami biosféry sú ortuť, olovo, kadmium, zinok, meď. Zvýšenie ich koncentrácie vo vode, pôde, vzduchu a biote je priamym indikátorom nebezpečenstva pre zvieratá a ľudí.