МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ,

МОЛОДІ ТА СПОРТУ УКРАЇНИ

ОДЕСЬКА ДЕРЖАВНА АКАДЕМІЯ ХОЛОДУ

Ю. П.Чухрій, С.М. Диханов

Основи біогеохімії

Навчальний посібник

Одеса - 2009

Чухрій Ю. П., Диханов С.М. О с н о в и б і о г е о х і м ї. Навчальний

посібник. Одеська державна академія холоду, 2009. - 50 с.

В основі усіх життєвих процесів лежить обмін речовин. Тому біогеохімічна взаємодія організмів з навколишнім середовищем відбувається у формі циклічних процесів масообміну - це фактор регулюючий цикломасообмін і міграцію хімічних елементів. В такій ситуації біогеохімія як наука набуває особливої актуальності. Вивчаючи процеси масообміну, що зв'язують у єдине ціле навколишнє середовище і живу речовину на різних рівнях організації біосфери, біогеохімія створює науково-теоретичну базу для встановлення складних закономірностей взаємодії організмів із середовищем у конкретних умовах. Біогеохімією накопичені великий фактичний матеріал і створений науково-методичний апарат, що може бути успішно використаний для створення діючої системи контролю за еколого-геохімічним станом навколишнього середовища, а також для розробки науково обґрунтованого прогнозу екологічних наслідків господарських дій і нових технологій.

Знання теоретичних основ біогеохімії необхідне для запобігання екологічно негативних наслідків і нейтралізації екологічних збурень, спричинених антропогенною діяльністю.

Навчальний посібник призначено для студентів напряму підготовки «Екологія, охорона навколишнього середовища та збалансоване природокористування».

©ОДАХ, 2009

ЗМІСТ

ПРЕДМЕТ БІОГЕОХІМІЇ......................................................................................4

Циклічність біогеохімічних процесів

Практичне значення біогеохімії

ХІМІЧНИЙ СКЛАД ЗЕМНОЇ КОРИ ЯК ФАКТОР БІОСФЕРИ...........................5

Особливості розподілу хімічних елементів в земній корі

Відносний зміст хімічних елементів в земній корі

Форми знаходження хімічних елементів у земній корі

Про форми головних елементів

ЖИВА РЕЧОВИНА............................................................................................8

Склад живої речовини

Мікроелементи

Жива речовина океану

Інтенсивність біологічного поглинання

Біологічний круговорот хімічних елементів

БІОГЕОХІМІЯ ГАЗОВОЇ ОБОЛОНКИ ЗЕМЛІ..............................................15

Біогеохімічна еволюція складу атмосфери і життєдіяльності

організмів у масообміні газу

Парниковий ефект

Геохімія і біогеохімія аерозолів

Значення атмосферного масопереносу водорозчинних форм

хімічних елементів

Біокосна система гідросфери

ОСОБЛИВОСТІ ГЕОХІМІЇ ПОВЕРХНЕВИХ ВОД СУШІ...........................25

Розчинні речовини в річкових стоках

Міграція елементів у складі річкових суспензій

Трансформація геохімічного складу природних розчинів

при переході річкових вод в океанічні

Джерела і шляхи надходження хімічних елементів до океану

БІОГЕОХІМІЯ ПЕДОСФЕРИ...............................................................................28

Утворення педосфери

Педосфера - регулятор карбон-оксигенового масообміну в біосфері

Органічна речовина педосфери

Біохімічна трансформація мінеральної речовини педосфери

Розподіл розсіяних елементів у педосфері

Педосфера - регулятор біогеохімічних циклів важких металів

ГЛОБАЛЬНІ БІОГЕОХІМІЧНІ ЦИКЛИ........................................................44

Глобальний цикл натрію

Глобальний цикл хлору

Екологічні проблеми сучасності і біогеохімія

ВИСНОВОК....................................................................................................47

ЛІТЕРАТУРА.........................................................................................................49

ПРЕДМЕТ БІОГЕОХІМІЇ

Біогеохімія - наука, що вивчає життєдіяльність організмів як провідного фактору міграції і розподілу мас хімічних елементів на Землі.

Предметом біогеохімії є процеси міграції і масообміну хімічних елементів між живими організмами і навколишнім середовищем .

Жива речовина. Для всіх живих організмів загальною умовою існування є обмін речовин з навколишнім середовищем (середовищем перебування). Сумарний ефект їхньої геохімічної діяльності в часі має важливе планетарне значення. Живі організми, у силу індивідуальних фізіологічних потреб, селективно поглинають, тому відбувається біогенне диференціювання елементів. Вплив біоти на навколишнє середовище не припиняється 4 млрд. років (протягом всієї геологічної історії), тому постійно існуюча планетарна сукупність організмів з позицій геохімії може розглядатися як особлива форма матерії - жива речовина. Її головна властивість - постійний і безперервний масообмін хімічних елементів з навколишнім середовищем. З цієї причини жива речовина відіграє роль провідного фактора геохімічної еволюції зовнішньої частини Землі.

Біосфера (Е. Зюсс,1875). У сучасному розумінні біосфера не середовище життя, а глобальна система, у якій у нерозривному зв'язку існують , з одного боку, інертна речовина у твердій, рідкій і газоподібній фазах, а з іншого боку - різноманітні форми життя і їхні метаболіти. Жива речовина також немислима без біосфери, як остання без живої речовини.

Біогеохімічні процеси відбуваються у формі масообміну хімічних елементів між живими організмами і навколишнім середовищем, що об'єктивно характеризує геохімічну діяльність організмів, завдяки чому в біосфері підтримується біохімічна організованість. Такі процеси геохімічні за своєю суттю, але здійснюються живими організмами під час життєдіяльності. Саме ці процеси і їх результати є головним предметом вивчення біогеохімії.

Циклічність біогеохімічних процесів

Взаємодія живих організмів з навколишнім середовищем і процеси біогенного масообміну мають циклічний характер. Життєві цикли окремих організмів та їх груп сполучаються із циклічністю процесів, обумовлених геофізичними і космічними причинами: обертанням Землі навколо власної осі та Сонця, закономірностями розвитку та еволюції сонячної речовини, рухом Сонячної системи в Галактиці тощо. Отже, цикли масообміну різної довжини в просторі і неоднакової тривалості в часі утворюють динамічну систему біосфери.

В.І. Вернадський вважав, що історія абсолютної більшості елементів, які утворюють 99,7% маси біосфери, може бути зрозуміла лише з урахуванням кругових міграцій, але круговий процес не цілком оборотний. Незбалансованість міграційних циклів допускає коливання концентрації мігруючого елемента, до яких організми можуть адаптуватися, але одночасно забезпечується виведення надлишку з кожного циклу утвореного елементом.

Важливе місце в роботах В.І. Вернадського про живу речовину в біосфері посідають роботи з геохімії ґрунтів як субстрату, на якому живуть рослинні і тваринні організми, як області біосфери, де найбільш інтенсивно протікають хімічні реакції, пов’язані з живою речовиною.

В 1936 році Вернадський ввів у науку поняття про педосферу, яке широко застосовується в глобальних геохімічних теоріях. Хімічний склад Світового океану тісно пов'язаний з мобілізацією хімічних елементів у педосфері і з планетарним міграційним циклом ґрунт - річкові води - океан, а також ґрунт -атмосфера. Причому, надходження хімічних елементів у ґрунт, найсильніше пов'язане з осадженням із атмосфери і оборотним процесом надходження в атмосферу, спричинене дією вітру. Менше значення має явище надходження елементів у ґрунт із грунтоутвороюючих порід. У наш час очевидно, що розмежування біогеохімічних, еколого-хімічних, грунтово-хімічних і ландшафтно-геохімічних досліджень є умовним.

Практичне значення біогеохімії

1. Діяльність геологічної служби ґрунтується на біогеохімічному методі пошуку корисних копалин. При цьому виявляються ділянки підвищеної концентрації рудоутворюючих елементів у рослинних матеріалах і верхніх шарах ґрунту - це біогеохімічні аномалії, які дозволяють робити припущення про поклади руд.

2. Вивчається вплив концентрації елементів у навколишньому середовищі на організми тварин і людини, як природних факторів. В окремих районах геохімічні відхилення настільки значні, що викликають відповідні, часто патологічні реакції організмів. Такі райони називаються біогеохімічними провінціями. Існує спеціальна методика картографування природних біогеохімічних умов для медико-гігієнічних заходів.

3. Досліджуються проблеми стану і охорони навколишнього середовища. Біогеохімія може бути основою комплексних біосферних досліджень стану природних систем Світової суші і їх трансформації під дією господарської діяльності людини.

4. Знання теоретичних основ біогеохімії необхідне для запобігання екологічно негативних наслідків і нейтралізації екологічних збурень, спричинених антропогенною діяльністю.

ХІМІЧНИЙ СКЛАД ЗЕМНОЇ КОРИ ЯК ФАКТОР БІОСФЕРИ

Три зовнішніх оболонки Землі розрізняються фазовим станом:

• тверда фаза - земна кора ;

• рідка фаза - гідросфера ;

• газувата фаза – атмосфера.

Усі вони тісно пов'язані між собою, а речовина кожного з них проникає в межі інших фаз. Оболонки Землі пов'язані не тільки просторово, але і генетично.

В сучасності значною мірою це обумовлено тим, що всі вони охоплені геохімічною діяльністю живої речовини.

Маси оболонок суттєво розрізняються:

Земна кора – 28,46 ∙ т;

Світовий океан – 1,47 ∙ т;

Атмосфера – 0,005 ∙ т.

Саме в земній корі перебуває основна маса елементів, які є біогенами і утягуються в міграційні процеси живою речовиною. Закономірності концентрування і розподілу хімічних елементів в земній корі впливають на склад живих організмів суші і всієї живої речовини.

Особливості розподілу хімічних елементів в земній корі

Численні факти вказують на те, що елементи з високими кларками розподіляються за нормальним законом Гаусса, а розсіяні - за логнормальним законом (в цьому принципова відмінність головних і розсіяних елементів). З високою варіабельністю низькокларкових елементів пов'язана їх здатність утворювати дуже високі концентрації, по відношенню до кларка - це 1000n, в той час, як для головних елементів - тільки (10-20)n (тут n - величина кларка).

Так утворюються поклади руд, які пов'язані з оточуючими гірські породи поступовими переходами - ореолами розсіювання. Поряд з головними рудними елементами, у підвищених концентраціях присутні елементи-супутники, що є наслідком процесів ізоморфного заміщення. Оскільки вони всі мають різну рухливість, то утворюють зони розсіювання різної довжини і конфігурації , найчастіше склад і будова ореолів розсіювання дуже складні.

Середній вміст хімічного елемента ( = мода) вважається нормою або геохімічним фоном для даного типу порід у певному районі. На геохімічному тлі виділяються геохімічні аномалії - ділянки гірських порід з підвищеною концентрацією розсіяних елементів. Методами математичної статистики можна виявити зміну геохімічного фону в просторі і визначити наявність геохімічних провінцій.

Існує нерівномірність розподілу розсіяних елементів в земній корі. Тому, одночасно з визначенням кларків, тобто величини середньої концентрації елементів у літосфері, варто враховувати їх здатність концентруватися або розсіюватися в різних об'єктах, що знаходяться в різних провінціях. Щоб кількісно оцінити неоднорідність хімічних елементів у земній корі використають спеціальний показник - кларк концентрації, що характеризує відхилення вмісту елемента в даному об’ємі від кларка:

К_к = ,

тут: А – вміст елемента в руді, породі, мінералі; В – кларк елемента в земній корі.

Якщо К_к > 1 - то відбувається концентрування елемента, К_к < 1 – відбувається розсіювання.

Зміна концентрації хімічних елементів у просторі, відхилення від глобальної або місцевої геохімічної норми - характерна риса геохімічної структури земної кори. Це має дуже суттєве значення для складу фотосинтезуючих організмів суші, які утворюють основну частину маси живої речовини Землі.

Відносний зміст хімічних елементів в земній корі

На підставі аналізу хімічного складу гірських порід Ф.Кларк довів, що в земній корі переважають 8 хімічних елементів: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, K, Na.

Середні значення відносного вмісту хімічних елементів у земній корі та інших глобальних і космічних системах називають кларками (за Ферсманом).

Кларк - досить важлива величина в геохімії. Аналіз величини кларків дозволяє зрозуміти глобальні закономірності розподілу хімічних елементів у космічних масштабах. Так у земній корі кларки різних елементів розрізняються більш, ніж на 10 порядків. І це визначає якісно відмінну роль двох груп елементів в земній корі. Найбільше яскраво це проявляється у тому, що елементи першої групи, які мають високі кларки, утворюють самостійні хімічні сполуки, а другої групи, що має низькі кларки, переважно розпилені, розсіяні серед хімічних сполук інших елементів.

Елементи 1-й групи називаються головними, елементи 2-й групи - розсіяними (trace, minor elements).

Умовною межею вважається вміст 0,1% в земній корі, але для більшості розсіяних елементів кларки становлять тисячні і менші частини відсотка, навіть для восьми основних елементів діапазон: оксиген - 48,1% .....до Mg - 1,2%, а серед розсіяних елементів, наприклад: Bi – 0,000001%, Ag – 0,0000088%, Au – 0,00000012%.

Форми знаходження хімічних елементів у земній корі

Для розсіяних елементів можна констатувати наступні форми знаходження в кристалічній речовині земної кори.

А) Мікромінералогічні форми:

• елементи, що входять в акцесорні мінерали;

• елементи, що містяться в мікроскопічних виділеннях, спричинених розпадом твердих розчинів;

• елементи, що перебувають у включеннях залишкових розчинів.

Б) Немінералогічні форми:

• елементи, адсорбовані поверхнею дефектів реальних кристалів;

• елементи, що входять у структуру мінералу - носія за законами ізоморфізму.

• елементи, що перебувають у структурі мінералу-носія в неупорядкованому стані.

Сполучення всіх названих форм знаходження розсіяних елементів суттєво змінюється залежно від багатьох факторів. Відповідно змінюється сумарний вміст розсіяного елемента в різних ділянках земної кори, що можна оцінювати тільки статистичними методами.

Про форми головних елементів

Для, того щоб реакція утворення кожного хімічної речовини протікала, необхідно досягти певної мінімальної концентрації вихідних компонентів. Тому основу кристалічної структури земної кори становлять хімічні сполуки, що складаються з елементів з високими кларками. Загальна кількість мінералів становить 2 - 3 тис. різновидів, однак число мінералів, які утворюють літосферу невелике: 80% маси земної кори становлять силікати Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, і 12% - SiО₂. Кристалічна будова цих мінералів визначає загальні особливості будови і кристалохімії земної кори. Фактично - це каркас на 91% свого об’єму заповнений аніонами оксигену, у його порожнинах розташовуються більше дрібні за радіусом катіони Si та інших елементів. Відповідно до принципу найщільнішого упакування, у порожнини між атомами з відповідною кристалічною структурою можуть увійти тільки ті іони, які мають певний розмір радіусів і відповідну валентність.

Взаємне заміщення іонів у кристалічній структурі з причини близькості їхніх радіусів називається ізоморфізмом.

Тому розсіяні елементи закономірно концентруються в певних мінералах -основах. Однак ізоморфні заміщення не єдина форма знаходження розсіяних елементів. Феномен розсіювання в земній корі проявляється в різних формах і на різних рівнях дисперсії речовини.

ЖИВА РЕЧОВИНА

Обґрунтоване Вернадським уявлення про живу речовину Землі як про планетарну сукупність всіх живих організмів, що характеризується масою і хімічним складом, дає можливість для порівняння складу носіїв життя - живої речовини - зі складом інертної речовини зовнішніх оболонок Землі: земної кори, атмосфери, гідросфери.

Насамперед необхідно визначити масу живої речовини та її хімічний склад, тобто, середні концентрації (кларки) хімічних елементів, з яких складена жива речовина

Але хімічний склад живої речовини не статичний, він безперервно оновлюється під час взаємодії з інертною речовиною Землі. Тому крім кларків необхідно:

з'ясувати головні закони геохімічної взаємодії, а саме: визначити селективність та інтенсивність захоплення живою речовиною хімічних елементів з навколишнього середовища, кількісно визначити масообмін окремих елементів між живою речовиною та інертним середовищем, щоб встановити спрямованість масообміну.

Склад живої речовини

Визначено, що в складі живих організмів переважають елементи, які утворюють на поверхні Землі пари і гази: О, С, N. В той же час, у будь-якому організмі присутня деяка кількість хімічних елементів, що утворюють мінеральний залишок при руйнуванні - золу. Вихідним джерелом тут є земна кора. Сума зольних елементів живої речовини - це складний підсумок взаємодії із земною корою, що має важливе значення.

Визначення складу будь-якого середнього значення усієї живої речовини є складним завданням з багатьох причин. Існує 3 варіанти вираження складу будь-якого біологічного об'єкта і глобальної живої речовини. Відносний вміст хімічних елементів можна розрахувати:

• на живу (сиру) речовину організмів;

• на суху біомасу (102-105 ;

• на золу - як суму мінеральних речовин.

Кожний з варіантів застосовується при вирішенні певних завдань.

Визначення кларків ускладнюється також сильним коливанням концентрації хімічних елементів в індивідуальному організмі.

Концентрація змінюється залежно від систематичного положення середовища перебування, стадії розвитку організму. Навіть в одному організмі концентрація одного елемента в різних тканинах і органах неоднакова.

Але можна вважати, що кларк в основному визначається вмістом елемента в тих організмах, які становлять домінуючу частину живої речовини (по масі):

• а це вищі рослини суші;

• маса живої речовини Океану в сотні разів менше;

• маса тварин суші становить всього 1% від фітомаси.

Тому склад рослинності суші визначає склад всієї живої речовини Землі.

Отже можна вважати, що в сирій біомасі суші: 60% Н₂О; 38% органічної речовини; 2% зольних елементів. В перерахунку на суху біомасу: 95% органічної речовини і 5% зольних.

Таблиця 1. Порівняльна поширеність атомів головних хімічних

елементів живої речовини.

Хімічні елементи	Поширеність, атомні % (відносно 1000 атомів Si)
	В космосі в цілому	В леткій фракції комет	В живій речовині Землі
H O C N S	76.5 0.82 0.34 0.12 0.0015	56 31 10 2.7 0.3	63.3 26.6 8.9 1.2 0.01

Однак, щоб встановити вміст хімічного елемента в живій речовині суші, необхідно визначити її загальну біомасу. При цьому враховується, що склад живої речовини суші, складається не тільки з головних хімічних елементів, але додатково містить до 70 хімічних елементів, відносний вміст, яких мізерний, вимірюється мкг/г (ррм, 1 ∙ %).

Маса біоти океану (водорості) - усього 1% від маси рослинності Світової суші. Але її хімічний склад відрізняється тим, що тут значно вища концентрація всіх головних зольних елементів, особливо Na, Mg, Cl, S, ще значніше перевищується концентрація багатьох розсіяних елементів.

Концентрація головних елементів у різних біохімічних об'єктах змінюється. Розмах коливання концентрації розсіяних елементів ще більше. Однак найбільший інтерес представляють дані про вміст розсіяних елементів у рослинах суші, які визначають величину кларків, але вони сьогодні переважно стосуються вегетуючих органів. Оцінка мас на сьогодні виглядає так:

Номер	Групи елементів	Маса, млн. т.
1	Mn	100n
2	Sr, Zn, Ti, B, Ba, Cu.	10n
3	Zr, Br, F, Rb, Ni, Cr, V, Li	n
4	La, Y, Co, Mo, I, Sn,As,Be	0.1n
5	Se, Ga, Ag, U, Hg, Sb, Cd.	0.01n

Отже маса розсіяних елементів у рослинності суші: від десятків мільйонів тонн до десятків тисяч тонн.

Мікроелементи

У живій речовині суші перебувають практично всі розсіяні елементи, але їх біологічна роль неоднакова. Виділили ( 1937 р. Уэбб, Ферон) групи макро - і мікрокомпонентів живлення. Вперше було сформульоване поняття про якісно відмінний стан головних і розсіяних елементів у живій речовині.

Далі в 1974р. (В.В. Ковальский) всі розсіяні елементи, що містяться в організмах ссавців розділино на три великі групи:

• Zn, Cu, I, Mn, V, Mo, Co, Se - їх незамінність для організму встановлена;

• більша частина розсіяних елементів становить групу, біологічна роль

недостатньо вивчена і фізіологічна роль неясна;

• для Sc, Nb, Ta, P3Е,W і деяких інших елементів кларки у тваринних організмах взагалі невизначені.

Необхідно підкреслити, що фізіологічне значення розсіяного елемента не визначається його концентрацією. В живих організмах одні розсіяні є домішками, що варіюють, а інші входять до складу сполук , що відіграють важливу роль, забезпечують і регулюють життєво необхідні біохімічні процеси.

До них належать ферменти, гормони, вітаміни та близькі до них речовини.

Катіони розсіяних, будучи коферментними компонентами, виявляють властивості активаторів у процесах дихання, фотосинтезу, кровотворення, синтезу білків, всіх видах обміну.

1) Відома велика кількість металоферментів:

Zn → карбонатгідраза, алкогельдегідрогеназа;

Mn → аргіназа, фосфортрансферази;

Cu → тирозиназа, цитохромоксидаза;

Fe → пероксидаза, каталаза.

2) Полівалентні метали переносять електрони в процесах дихання, фотосинтезу тощо.

3) Забезпечують взаємодію ферменту із субстратом, наприклад: фермент – гліцилглініндипетидаза

Н О Н Н

│ ║ │ │

Н – С – С – N – C – H - субстрат

│ │

NH₂ COOH

Co²⁺ - фермент

Дія різних мікроелементів, як правило, складно взаємозалежна і взаємообумовлена.

4) В гормонах:

J₂ → синтез тироксину;

Cu → стимулює гормон гіпофізу;

Zn → стимулює статеві гормони.

5) Синтез вітамінів:

Co → вітамін В₁₂

Mn → вітамін С

Zn, Mn → вітамін В₁.

Можна припускати, що селективна концентрація елементів у живій речовині Землі - результат тривалої взаємодії організмів з навколишнім середовищем. В ході еволюції вироблялися необхідні біохімічні механізми, в яких приймали участь певні розсіяні елементи. В силу цього вони концентрувалися в організмах, а особливості біохімічної поведінки збереглися у відповідних систематичних групах.

Жива речовина океану

Для живої речовини океану характерні інші закономірності біологічного круговороту, порівняно із сушею. Біомаса Світового океану значно менше біомаси суші. Переважний внесок тут вносить фітопланктон, суха маса якого ~ 3,4 ∙ тонн. Однак стрімка відтворюваність планктонних організмів робить швидкість біологічного круговороту набагато більшою, ніж на суші. Особливості розсіювання сонячного світла, роблять саме поверхневий шар океану (~100 м) найбільш насиченим фітопланктоном. Оборот речовини в планктоні становить 1 добу, що обумовлено низькою концентрацією багатьох елементів у поверхневому шарі океану. І навіть при невеликій фітомасі, завдяки швидкій відтворюваності планктонних організмів річна продукція фотосинтезу Світового океану досить велика. Вона наближається до показників фітомаси суші. З цієї причини більша частина розчинених речовин, необхідних морським організмам (N, P, Si, мікроелементи) захоплюється і у значній мірі не випускається з біологічного круговороту. Однак частковий вихід з нього елементів має місце, тому нижче планктонного шару концентрація зростає.

Пристосовані на протязі геологічного часу до дефіциту багатьох елементів у морському середовищі перебування, гідробіонти очевидно не мають механізмів, що перешкоджають надходженню розсіяних елементів, і активно їх поглинають, у тому числі і токсичні. Концентрація цих елементів поступово зростає в трофічних ланцюгах, що становить небезпеку для людини. Цим можна пояснити випадки отруєння людей морепродуктами при забрудненні морської води неочищеними стоками.

Інтенсивність біологічного поглинання

Захоплення розсіяних елементів рослинністю знаменує їхнє залучення в зовсім особливу форму руху - біологічну міграцію. З огляду на неоднакові фізіологічні властивості різних елементів, ступінь їх залучення буде різним. Відомості про відносний зміст концентрації елементів у живій речовині самі по собі не дають даних про інтенсивність їх біологічного поглинання. Найбільш коректним є обчислення:

як відношення вмісту елемента в золі до вмісту в гірських породах - ця частка від ділення називається коефіцієнтом біологічного поглинання К_б.

У першому наближенні усі елементи за інтенсивністю біологічного поглинання можна розбити на 2 групи.

Біологічний круговорот хімічних елементів

Жива речовина постійно перебуває в стані самовідновлення, життя циклічне по самій своїй природі. Така циклічність особливо виражена динамікою вищих рослин, що утворюють основну масу живої речовини. Щорічне відмирання і відновлення рослинності супроводжується циклічною міграцією величезних мас хімічних елементів. Найбільш важливою стороною геохімічної діяльності рослин є синтез органічної речовини і унаслідок цього перерозподіл газів на поверхні Землі. Одночасно в міграцію утягуються хімічні елементи з ґрунту, які утворюють золу.

Циклічна міграція зольних елементів у системі ґрунт-рослина називається біологічним круговоротом (Ю.Лібіх).

Річний приріст відновленого рослинного покриву Світовий суші дорівнює

~ 172 ∙ т сухої органічної речовини. Виходячи з цього можна визначити кількість головних елементів, щорічно захоплюваних наземною рослинністю. Загальна маса зольних елементів, що залучається щорічно в біологічний круговорот на суші ~ 8 млрд. т, що в кілька разів перевищує іонний стік континентів або продуктів виверження усіх вулканів. Біологічний круговорот на суші Са і К перевищує 1 млрд. тонн кожного; Si, P, S, Mg, Na, Cl - це сотні млрд. т щорічно.

Дані про розсіяні елементи в рослинах стосуються щорічно відтворюваних і відмираючих організмів. Через розбіжності в методиках досліджень такі дані важко узагальнювати, але знання про середні орієнтовні значення вмісту розсіяних елементів у прирості рослинності Світової суші можуть застосовуватися для теоретичних та еколого-біохімічних прогнозів. У той же час рослинність поглинає розсіяні елементи не пропорційно їх вмісту в земній корі.

«Геохімічний добір» елементів рослинністю суші обумовлений низкою факторів. Один з найважливіших - здатність до утворення стійких комплексних сполук з органічними лігандами. Вибірна акумуляція певних розсіяних елементів у рослинних клітинах відбувається завдяки комплексоутворенню.

Спостерігається нагромадження мікроелементів не клітиною взагалі, а певними її структурами, тому навіть усередині клітини зміни концентрацій мікроелементів неоднорідні.

В першому випадку - це ті елементи, які концентруються рослинами і їх вміст у золі вище, ніж у земній корі, тоді К_б > 1. Особливо активно захоплюються B, Br, I, Zn, Ag, тут К_б > 10. Для низки елементів цей показник у межах К_б > 1-10; наприклад Cu, Mo, Mn, Sr, Pb, Co, Ni та ін., їх фізіологічна роль встановлена. Але разом з тим рослини активно поглинають елементи, які є отруйними для тварин навіть у невеликих дозах: Hg, Se, As та ін. - але це не знаходить ще свого пояснення.

В другому випадку - це елементи з низькою інтенсивністю поглинання, де

К_б < 1. Частина з них токсична, а інші перебувають у важкодоступній для рослин формі (Ga, Zv, Ti, La, Y).

Необхідно зазначити, що інтенсивність біологічного поглинання елементів не залежить від їх вмісту в земній корі. Вона змінюється, як у зональних типах рослинності, так і вертикально - від висоти місцевості.

Однак є граничні рівні концентрації мікроелементів, після чого вони починають гнітити життєдіяльність рослин. Їх називають фізіологічним бар'єром поглинання. У рослин виділяють: бар'єрний і безбар'єрний типи поглинання. Обмежене поглинання, характерне переважно для зелених частин, що відпадають, і репродуктивних органів рослин, а необмежене - для коріння, вузлів стебел злаків, кори, іноді, деревини стовбурів.

Отже, концентрація мікроелементів в рослинах залежить від великої кількості незалежних факторів: вміст елементів в грунтоутворюючих породах, їх мінералогічної будови, типу ґрунту, рельєфу та розташування рівня ґрунтових вод, морфологічних особливостей рослин, особливостей їх вегетації тощо. Тому розподіл концентрацій у зразках рослинності визначається статистичними законами (найчастіше – логнормальний розподіл).

Розвиток організмів на суші відбувався в умовах неоднакової концентрації важких металів і близьких їм полівалентних елементів в процесі освоєння організмами Світової суші безсумнівно стимулював мінливість організмів. Можливо, це виявилося одним з чинників прискорення еволюції організмів протягом останніх 0,5 млрд. років. Цей висновок випливає з дослідження геохімії земної кори, відзначено, що однією з її особливостей є нерівномірність розподілу концентрацій хімічних елементів. Якнайбільше ця нерівномірність виражена для розсіяних елементів, вона досить стала в масштабах історичного часу, що і привело до вироблення адаптацій.

Інша ситуація виникає при швидкому підвищенні концентрації металів в наслідок господарської діяльності людей, до чого організми не адаптовані. За таких умов при порівняно невеликих змінах концентрацій починаються внутрішньопопуляційні зміни, подальше зростання концентрацій призводить до зникнення окремих видів і більшому або меншому обмеженню видової розмаїтості. При дуже високій концентрації відбувається загибель більшої частини організмів. Тому вивчення реакції організмів на зростання концентрації важких металів і близьких їм елементів зі змінною валентністю, а також ретельний контроль за станом видової розмаїтості організмів є важливим завданням як екологів, так і біогеохіміків.

БІОГЕОХІМІЯ ГАЗОВОЇ ОБОЛОНКИ ЗЕМЛІ

Становлення Землі як планети супроводжувалося формування її зональної будови і загальнопланетарною диференціацією хімічних елементів. Відокремлення зовнішніх оболонок не означає, що одночасно був утворений їх сталий хімічний склад. З моменту відокремлення почалася еволюція їх складу, в якій видатну роль відіграла жива речовина. Особливо сильний вплив біогеохімічних процесів позначився на складі атмосфери.

Біогеохімічна еволюція складу атмосфери і життєдіяльності

організмів у масообміні газу

Склад сучасної газової оболонки Землі є наслідком тривалого процесу, у якому провідне значення мала геохімічна діяльність біоти.

Маса атмосфери становить ~ 5,2 ∙ Основна частина газової речовини (~80%), знаходиться в тропосфері: верхня границя, якої - 17 км на екваторі та 8-10 км на полюсах. Верхня її частина - тропопауза - позначає тенденцію руху до зони значного зниження температури і відсутності водяної пари. Вся тропосфера є областю активної взаємодії з океаном і сушею. У ній зосереджена основна маса водяної пари і дрібних твердих часток, що переносяться повітряними масами.

Таблиця 2. Хімічний склад атмосфери (Войткевич, 1986)

Компоненти	Вміст , % об.	Маса, т
Сухе повітря	100	5,12∙
N2	78.8	3.87∙
O2	20.95	1.18
Ar	0.93	6.59
CO2	0.032	2.45∙
Ne	1.82∙	6.48∙10
He	5.24∙	3.71
Kr	1.14∙	1.69∙10
Xe	8.7∙	2.02
CH4	1.5∙	4.3
H2	5∙	0.18
N2О	3∙	2.3
CO	1.2∙	0.59
NH3	1∙	0.03
NО2	1∙	0.081
H2S	2∙	0.0012

Вище, протягом стратосфери і мезосфери складно змінюються термодинамічні умови. На висоті 25-30 км під дією Сонця відбувається фотодисоціація молекул О₂ з утворенням О₃. Концентрація речовини О₃ настільки мала, що якби вона перебувала за нормальних умов, то товщина шару була б меншою за 1 см. Проте тут поглинається 97% сонячного ультрафіолетового випромінювання. Інакше існування життя на Землі було б неможливим.

На висоті 80-800 км. розташована іоносфера найбільше розріджена та іонізована газова область. Верхня її частина – екзосфера - сягає висоти до 1800 км. З цієї зони відбувається дисипація - втрата Землею H₂ і He.

Склад газової оболонки Землі, як і склад Океану значною мірою обумовлений діяльністю живих організмів і підтримується системою біогеохімічних циклів.

У складі первинної атмосфери були присутні: Н₂О_пара, СО₂, N₂, H₂, H₂S, CO, CH₄, HF, HCl. Переважав азот. Гази землі, що надходили з надр (за винятком інертних), були представлені, як і сучасні вулканічні еманації, відновленими або недоокисненими сполуками. В атмосфері протікає фотодисоціація H₂O і безперервна втрата головного відновника - H₂, що спричиняло прогресуюче нагромадження окисників. З’явилися важливі наслідки:

• поступово утворився озоновий екран;

• виник процес окиснення відновлених газів, що безперервно надходять з мантії, окисниками фотохімічного походження, які постійно відтворювалися в процесах дисоціації водню. Окиснені речовини розчинялися в атмосферній водяній волозі і вимивалися з атмосфери дощами. Процес мав циклічну природу.

Біохімічні процеси на самому початку були, очевидно, пов'язані з діяльністю хемолітотрофів, які окиснювали відновлені гази і за рахунок енергії реакції синтезували органічну речовину. Але кисень при цьому не виділявся. Хемолітотрофи, що включилися в механізм взаємодії окисників з газами, що надходили із земних надр - це становлення першого етапу геохімічної діяльності живої речовини. Міграційні процеси газів стають біогенно-абіогенними.

Наступний етап пов'язаний з поширенням ціаней, які для нагромадження органічної речовини почали використовувати фотосинтез. Ознаки діяльності ціаней знаходять у найдавніших геологічних утвореннях (3,8 млрд. років). Дослідники особливо відзначають, що тогочасні життєві процеси протікали у водному середовищі і за наявності вільного О₂, але можливо, що його присутність не була повсюдною, а лише на окремих ділянках. При фотосинтезі як метаболіт виділяється О₂. Однак цей прадавній кисень швидко зв'язувався в оксиди феруму і сульфати, тому вміст О₂ у водах океану та атмосфері довго не збільшувався. Лише після окиснення всього Fе²⁺ і утворення залізистих кварцитів, почалося нагромадження кисню в атмосфері. Весь кисень, що виділився в результаті фотосинтезу, розподілився:

в кварцити → 56%;

в сульфати → 39%;

вільний в атмосфері і океані → 5%.

Вміст О₂ в атмосфері почав збільшуватися приблизно 2млрд. років тому коли, закінчилося окиснення феруму (ІІ) в океані і почалося його окиснення на суші.

Біогеохімічною особливістю системи став перехід від ціанобактеріальних до альгобактеріальних спільнот (1,4млрд. років).

Розподіл живої речовини і нерозкладених органічних залишків на поверхні суші має біокліматичну зональність.

Найбільша фітомаса характерна для тропічних лісів, найбільша кількість мертвих органічних речовин, що не розклалися, у зоні бореальних хвойних лісів.

У воді морів і океанів розчинено 4.32∙ газів. Між тропосферою і поверхневим шаром води існує рухлива рівновага, що залежить від температури і солоності. Холодні води краще розчиняють у собі гази, а теплі - навпаки, краще їх віддають. У прісних водах гази розчиняються краще, ніж у солоних. Один літр океанічної води містить (см³): N₂ -13; O₂ - 2 8; Ar - 0.32 і CO₂ - 50. Така значна кількість CO₂ пов'язана з утворенням H₂CO₃ та HCO₃^-.

Унаслідок, між гідросферою і літосферою відбувається циклічний обмін, в такому глобальному процесі приймає участь вода, її випаровування та конденсація вводять в атмосферний кругообіг 520 тис. км³ води

Значення цього глобального процесу: завдяки йому регулюється тепловий режим планети, зберігаються умови існування життя. Разом з тим природна вода не тільки хімічна сполука, що має певні фізичні властивості, але одночасно активний фактор атмосферної міграції хімічних елементів.

Рух величезних мас води в системах:

• суша – атмосфера - суша;

• океан – атмосфера - океан;

• океан – атмосфера – суша - океан;

має дуже важливе, значення для геохімії біосфери.

Парниковий ефект

Парниковий ефект визначається зміною газового складу атмосфери. Екранується теплове випромінювання землі в ІЧ- області спектру і відбувається поступове підвищення температури повітря, що призведе до глобальної зміни клімату. Головну роль відіграють CO₂ і H₂O_пара, а також CH₄, O₃, фреони. Переважну частину відбитої енергії поглинає водяна пара, за виключенням випромінювання в діапазоні 8 – 18 мкм, в якому поглинають СО₂ (12 – 18 мкм), СН₄, NO.

Основним постачальником головних парникових газів CO₂ і CH₄ є бореальний пояс Світової суші, що пов'язане з мікробіологічними процесами в ґрунті. Вирубка лісів, наступне заболочування ґрунтів, підсилює анаеробні процеси, це призводить до зростання емісії парникових газів (грибна і бактеріальна мікрофлора продукують CO₂ в осінньо-зимовий час; анаероби продукують CH₄ під кінець зими - навесні).

У глобальному процесі створення органічної речовини водорості поступово витіснили ціаней. Наприкінці протерозою (670-570 млн. років тому) склалася система з продуцентів-фотосинтетиків і консументів-тварин, яка створила умови для карбон-оксигенового біогеологічного циклу.

Формування хімічного складу атмосфери відбувалося шляхом диференціації хімічних елементів, виділених надрами Землі у вигляді відновлених газів. Система, що забезпечує таку диференціацію, споконвічно біогенна і виявляє циклічний характер, є головною і характерною властивістю середовища розвитку найдавніших організмів, які зайняли певне місце в цій системі. Отже, циклічна міграція газів почала контролюватися життєдіяльністю організмів, що впливало на склад атмосфери, океану, гірських порід суші. В свою чергу зміни еколого-геохімічних умов середовища перебування впливали на розвиток організмів і удосконалювання структури біогеохімічних циклів. У глобальній системі еукаріот домінуючим стає карбон-оксигеновий цикл. Головною ланкою цього циклу є вища наземна рослинність разом із ґрунтом. Для нормального стану навколишнього середовища щонайважливіше значення мають біогеохімічні процеси, які регулюють вміст CO₂ та O₂ в атмосфері. Вільний O₂ – необхідна умова існування головних форм життя, СО₂ – вихідна сировина для фотосинтезу, від вмісту оксиду карбону (ІV) залежать термічні і кліматичні умови поверхні землі. Сучасна рослинність Світової суші для синтезу річної продукції захоплює з атмосфери 220∙ т/рік СО₂, зв'язує 60∙ т/рік карбону і виділяє в атмосферу 160 т/рік оксигену.

Надходження О₂ в атмосферу визначається співвідношенням синтезованої і розкладеної органічної речовини. Обов'язкова умова збільшення концентрації О₂ в атмосфері: продукція фотосинтезу переважає над масою органічної речовини, що розкладається.

Така умова легше забезпечується на суші завдяки достатній кількості елементів мінерального живлення рослин. Іншою є ситуація в океані, де через дефіцит елементів живлення продукти відмирання фотосинтетиків не випускаються з біологічного круговороту, а захоплюються новими групами консументів.

Термін відновлення усієї фітомаси суші -15 років, а океану – 1 місяць. В межах Світової суші в наш час акумульовано 0,7 т сухої речовини рослинних залишків, що не розклалися, (торф, лісова підстилка) , а також 2,4 тонн ґрунтового гумусу.

Геохімія і біогеохімія аерозолів

Тут розглядаються явища, які відбуваються в атмосфері. Суспензії твердих і рідких часток у газоподібному середовищі називають аерозолями. Розміри часток аерозолів від 0,001 до цілих мкм. Тверді аерозольні частки викликають конденсацію водяної пари.

Як суша, так і океан перебувають у стані безперервного циклічного обміну з нижніми шарами атмосфери, поставляючи аерозольні частки в повітря і одержуючи їх назад процесами сухого осадження або в атмосферних опадах. Континентальні частки відносно великі 2-3 мкм, а над океаном – лише 0,25 мкм. На суші в процес обміну з атмосферою утягується Н₂О і тверда речовина літосфери. В аерозолях морського походження переважають розчинні морські солі. Частки аерозолів переносяться на дуже великі відстані: так фракція 1-10мкм, мігрує по всій товщі тропосфери, переноситься на десятки тис. км.

В 60-х роках 20-го століття було встановлено, що в тропосфері присутні значні маси розсіяних металів, головним чином в кілометровому шарі над поверхнею Землі. В розрахунку на стовп повітря висотою до 1 км над площею суші 1 вміст розсіяних металів становить:

від 1 до n∙ г/м³ ∙ м³ = від 1 дo n∙10 гр.

Це означає, що в кілометровому шарі повітря над континентами знаходяться тисячі тонн металів та As, сотні тонн - Se,Hg.

Носіями розсіяних елементів служать аерозольні частки, тому для розуміння закономірностей міграції хімічних елементів в атмосфері важливо вивчати динаміку і склад аерозолів.

Склад аерозолів континентального та океанічного походження істотно розрізняється.

У континентальних аерозолях містяться на рівні кларків типові теригени: Si, Al, Fe, Ti, Zr, Y, La, Sc. В океанічних аерозолях домінують катіоногени морських солей: Na, Mg, Ca, Sr. У тож час для аерозолів характерне підвищення концентрації, відносно теригенів, As, Sb, Bi.

Для оцінювання селективної акумуляції хімічних елементів в аерозолях застосовують коефіцієнт аерозольної акумуляції:

К = ,

тут: А - вміст елемента в твердій фазі аерозолю, К - кларк елемента в гранітному шарі континентальної земної кори.

Таблиця 3. Коефіцієнт концентрації деяких розсіяних елементів

в континентальних аерозолях (Добровольский, 1980)

Метали	Значення Ка	Інтенсивність збагачення
Cl	> 100	Дуже сильна
Pb, Sn	50-100	Сильна
Zn, Cu, Ni, Cr	10-50	Середня
V	1-10	Помірна
Ti	< 1	Від’ємна

Певні хімічні елементи, у тому числі важкі метали, надходять у тропосферу в парогазовій формі, а потім сорбуються найбільш дрібними частками аерозолів і при осіданні аерозолю виводяться із тропосфери.

Механізм процесу добре вивчений для меркурію, що випаровується при будь-якій температурі, аж до точки плавлення (38 ), пара Hg добре дифундує через ґрунт і воду. Над всією поверхнею суші, крім льодовиків і пустель, у тропосфері находяться 100-250 т меркурію. Час життя Hg у системі тропосфери -10 днів і всього,в тому числі і над океанами, в атмосфері Землі близько 300-350 т Hg. Частина меркурію в циклі суша - тропосфера, обертається 36 разів на році (плюмбум - 50 разів/рік).

Вважається встановленим, що аерозолі збагачуються певними хімічними елементами, що надходять у тропосферу в парогазовому стані. Складну проблему представляє визначення джерел парогазового потоку важких металів і близьких до них елементів із змінною валентністю. До таки джерел відносять діяльність вулканів і мікроорганізмів. Незважаючи на добру випаровуваність, меркурій у тропосферу надходить внаслідок мікробіологічних процесів у вигляді летких органічних сполук:

C₂H₃Hg⁺

↑↓

Hg → Hg²⁺ ⇆ CH₃Hg⁺ ⇆ CH₃HgCH₃

↓↑

CH₃ – O – CH₂ – CH₂ – Hg⁺

Диметилмеркурій – важкорозчинна і дуже летка речовина.

Мікробіологічні процеси метилізації і утворення інших летких органічних сполук мають ще значнішу роль при аерозольній міграції важких металів, що не виявляють здатності до випаровування.

Біогеохімічні процеси мобілізації металів і включення їх в атмосферну міграцію не обмежуються діяльністю мікроорганізмів і найпростіших фотосинтетиків. У транспіраційних випаровуваннях вищих рослин містяться солі лужних, лужноземельні та леткі комплекси органічних сполук металів. Рослинність всієї суші транспірує (1,2 1,4) ∙ т мінеральних речовин. Маса численних газуватих сполук становить – 1,5∙ т/рік. Хвойні виділяють у тропосферу 0,5∙ т/рік летких органічних сполук, що містять (4-5)∙ т мінеральних речовин. Особливий міграційний потік створюється при розсіюванні пилку. Середня продуктивність маси всього пилка суші 1,6∙ т і з ним в тропосферу надходить 80∙ т мінеральних речовин.

Нарешті важливе джерело тропосферних надходжень - лісові пожежі. За своїм планетарним значенням вони перевищують навіть вулканічну діяльність. За наявними оцінками: в атмосферу від лісових пожеж у рік надходить Fe -350000, Zn - 250000; Cu - 35000, Pb - 6700 тонн.

Французький хімік С. Бутрон дійшов висновку, що в складі аерозолів присутні три групи хімічних елементів:

• елементи, що входять до складу морської солі, з якої складаються ядра конденсації океанічних аерозолів: найбільше характерний тут Na, а крім того присутні Mg, Ca, K, Sr, Cl, сульфати (тут співвідношення елементів такі ж, як у воді океану);

• Al, Fe, Sc, Y, Zv, Mn, V- їх співвідношення в аерозолях до алюмінію таке ж, як і в земній корі. Очевидно, носії цих елементів представлені тонкодисперсними уламками крихких продуктів вивітрювання гірських порід, що складають континентальну кору. Ця група називається «елементами континентального детритового походження»;

• важкі метали (Hg, Pb, Zn, Cu, Cl), які надходять у парогазовій формі, одночасно з ними - As, Sb, Bi. Вони активно сорбуються ядрами конденсації з коефіцієнтами збагачення до 10-100 разів в порівнянні із земною корою.

Отже, диференціація хімічних елементів в поверхневій системі суша – атмосфера - океан є наслідком тривалої діяльності живої речовини, а існуюча динаміка циклічного масообміну елементів останньої групи визначається в основному сучасними біогеохімічними процесами.

Значення атмосферного масопереносу водорозчинних форм

хімічних елементів

Ґрунтові частки, перебуваючи в тропосфері піддаються впливу конденсованої води, хлоридів і сульфатів. Розсіяні елементи значною мірою переходять у водорозчинні форми. Вивчення співвідношень привело до висновку, що в опадах над континентами 50% маси мікроелементів перебуває у розчинній формі, а ще 50% - в нерозчинних формах. Але поведінка кожного елемента індивідуальна: Cu утворює до 80% розчинних форм, Рb навпаки утворює 60% і більше нерозчинних сполук.

Масообмін може бути визначений для хімічних елементів на основі порівняння їх балансу між атмосферою, сушею і океаном шляхом розрахунку балансу мас розчинних речовин, мігруючих з атмосферними опадами і річковими водами.

Середня мінералізація атмосферних опадів над океаном становить 10-20 г/л. Отже, що з поверхні океану в атмосферу виноситься не менше ніж 4,6∙ т солей. Середня мінералізація опадів суші - 25 мг/л. Виходить, що поверхности суші виноситься і випадає з опадами 1,73∙ т солей. «Сухе осадження» - це ще додаткові 20%. Таким чином в атмосферу всього надходить:

• від Світової суші (1,73+0,35) ∙ солей;

• від океану (4,6+0,92) ∙ т солей.

Винос мінеральних солей річковими стоками, без льодовиків Антарктиди та Гренландії становить 4,9∙ т. Таким чином, приблизно 10% солей, що виносяться із суші до океану щорічно, повертається з океану на сушу через атмосферу. Глобальний кругообіг води супроводжується циклічним рухом великих мас солей і хімічних елементів, виділених в атмосферу біогеохімічними процесами.

Зворотна міграція водорозчинних сполук не означає, що хімічні елементи, винесені у формі іонного стоку в океан, повертаються на сушу в тих же співвідношеннях. Склад річкових вод трансформуються при потраплянні до океану. З цієї причини в океанічних водах співвідношення елементів інше, ніж розчинної частини річкових вод. Крім того, при утворенні океаничних аерозолів має місце фракціонування хімічних елементів. Хімічний склад солей атмосферних опадів і солей морської води також неоднаковий.

Знаючи концентрацію хімічних елементів в опадах океанічного походження і в континенльнихом стоках можна визначити, яку частину стоку елементів становить їх зворотне повернення з океану на сушу.

Таблиця 4. Атмосферний перенос мас головних іонів,

розчинених у воді Світового океану на сушу

Йони	Надходження на сушу, 1∙ т/рік		Частка іонів океанічного походження від маси континентального стоку, %.
	З океанічними атмосферними опадами	Разом з 20% сухого осадження	Без враховування 20%	З враховуванням 20%
Na+ K+ Mg2+ Ca2+ Cl- SO42- HCO3-	107.0 7.1 20.9 22.0 200.0 74.2 8.8	128.1 8.6 25.0 26.4 240.3 82.1 10.5	54.0 10.8 14.4 3.6 70.9 14.1 0.3	64.7 13.0 17.2 4.3 85.2 16.9 0.4

Видно, що значна частина і з річкових стоків, надійшла з океанічними опадами, зовсім по іншому поводиться кальцій. Величезні маси цього елемента виносяться з річковими стоками і міцно втримуються світовим океаном. Більш складним є розподіл водорозчинних форм розсіяних елементів і тут необхідні додаткові дослідження.

Вважають, що з океану в атмосферу протягом року надходять сотні тис. тонн Zn, Pb, Cu та інших елементів, які знову повертаються в океан з рідкими і твердими атмосферними опадами.

Знаючи річну кількість атмосферних опадів і концентрацію елементів, можна оцінити модуль надходження солей на одиницю площі. Кларк підрахував, що на поверхню всієї суші з атмосферними опадами щорічно надходить 1,8 млрд. т солей континентального і додатково 0,44-0,50 млрд. т солей океанічного походження. Це становить 15 т/ . Надходження солей з атмосфери в середньому дорівнює (т/ ): в лісових ландшафтах 7-11; в степових - до 17-18; у сильнопосушливих - до 22. Особливо велике надходження солей в прибережних районах: 340 і навіть 470 т/ на рік. Наведені факти показують, що атмосферна міграція і обмін речовин між сушею, океаном та атмосферою сприяє геохімічній неоднорідності суші. Така неоднорідність стає ще більш очевидної, якщо розглядати розподіл по окремих елементах.

Нерівномірність розподілу по поверхні суші харектерна і для розсіяних елементів, що містяться в атмосферних опадах. В аерозолях співвідношення деяких розсіяних металів (Cu, Na, Cd) із ферумом зростає при, переході від внутрішньо континентальних територій до прибережного і далі до відкритого океану.

Таким чином, споконвічна геохімічна неоднорідність земної кори не згладжується, а підсилюється в наслідок атмосферної міграції хімічних елементів.

Неоднакове надходження найактивніших водорозчинних форм хімічних елементів на поверхню різних регіонів є важливим чинником розподілу елементів в рослинному покриві суші і формування регіональних особливостей біогеохімічних процесів.

Біокосна система гідросфери

Вода має особливе значення для живої речовини землі, вона є обов'язковою умовою її існування і головною складовою частиною.

Взаємодія живої речовини з гідросферою є одним з генеральних процесів у біосфері.

Склад Світового океану - результат біогеохімічної діяльності організмів

Основну масу водної оболонки Землі утворюють солоні води Світового океану, їх об’єм дорівнює 1379∙ , частка усіх вод суші, разом з льодовиками і підземними водами становить менше 90∙10⁶ км³. Океанічні води - це 93% усіх вод біосфери, їх хімічний склад визначає основні риси складу всієї гідросфери в цілому.

Сучасний хімічний склад океану являє собою підсумок тривалої зміни під впливом живих організмів. Після того, як відбувалося утворення газової оболонки Землі, стала нижче 100 водяна пара конденсувалася і на поверхні Землі виник круговорот води, а з ним і циклічна міграція хімічних елементів в системі суша – океан - суша. Вода здійснила безліч круговоротів вимивалися легко розчинні катіони: і зрештою води прадавньої гідросфери набули хлор-кальцієвого складу. Початково протікала діяльність термолітотрофів; далі з'явилися ціанеї, почався процес фотосинтезу і біогеохімічного продукування оксигену.

В наслідок тривалого надходження О₂ в океан відбувалися процеси окиснення S, Fe, Mn. Склад океану набув хлоридно-сульфатного складу, що близький до сучасного.

Хімічні елементи перебувають у гідросфері в найрізноманітніших формах: прості та складні іони, молекули. Багато іонів сорбційно пов'язані з частками тонких суспензій колоїдів, особлива група – елементи, які входять до складу органічних речовин. Середня солоність океанів 35‰ (3,2-4%). У внутрішньоконтинентальних морях солоність змінюється в ширших межах.

Особливість геохімічного складу океанічної води полягає в тому, що незважаючи на коливання солоності, співвідношення головних іонів залишається сталим. Сольовий склад океану є геохімічною константою.

Основну масу розчинених сполук складають хлориди лужних і лужноземельних елементів, менше сульфатів і найменше гідрокарбонатів. Концентрація розсіяних елементів на 3 порядки нижча, ніж у гірських породах, вимірюється в мкг/л. Відхилення кларків становить 10 математичних порядків, але співвідношення тут, інші, ніж в земній корі. Домінують Br, Sr, B, F- більше 1000 мкг/л. У значних кількостях - більше 10 мкг/л- Li, Ti, I, Ba; частина розсіяних металів - Mo, Мn, V, Ti, Cu мають концентрацію 1-10 мкг/л. Концентрація Ni, Co, Mn, Cr, Hg, Cl- соті та десяті частки мкг/л. Основні елементи земної кори - Al, Fe, мають в океані концентрацію нижче, ніж Mo і Zn. Як еволюційно, так і в сучасності, в процесі диференціації хімічних елементів вирішальною є діяльність живих організмів океану, і процесів випадіння в осад.

За биофільтраційною гіпотезою, планктон (головним чином, зоопланктон) профільтровує до 1,7∙ води Світового океану і тонкі суспензії зв'язуються в грудочки – пелети (від 10 мкм до 4 мм), які швидко осідають на дно. Одночасно частина розчинених елементів переходить у нерозчинні сполуки в процесах біохімічного зв'язування, наприклад, вапнякові – кальцитові або кремнійові – опалові кістяки планктонних організмів; а також CaCО₃ витягаються водоростями та коралами.

Серед пелагічних мулів (глибоководні відкладення океану) розрізняють дві групи:

• вапняні, карбонатні мули, становлять 1/3 площі дна океану, тут зростає концентрація Mg, Ca, Sr, J;

• глинисті мули, становлять 1/4 площі дна океану, тут значно більше металів.

Деякі елементи важко виводяться в мул і накопичуються у водах океану, їх називають таласофільними.

На підставі розрахунків можна виділити групи елементів за тривалістю їх знаходження в океані в розчиненому стані. Найменшу тривалість мають Th, Zv, Y, Sc, Al, до них примикають Pb, Mn, Fe, Co. Більша частина металів виводиться повністю з океану за 1000-10000 років. Таласофіли перебувають в океанічній воді понад 100000 років.

Значна частина розсіяних елементів в океані зв'язується дисперсною органічною речовиною - це відмерлі планктонні організми, їхні залишки, руйнуючись, осідають на дно і утворюють органічні суспензії. Ці формації сорбують і захоплюють на дно комплекс розсіяних елементів, про що можна судити за мікроелементним складом покладів вугілля та нафти. При цьому склад мікроелементів у нафті і вугілля принципово розрізняється. Більш висока концентрація та іонне співвідношення багатьох розсіяних елементів у нафті, порівняно з кам'яним вугіллям, де наявні Ti, Mn, Zr, мінеральні домішки. Серед розсіяних елементів найбільша концентрація характерна для Zn, Cr, V, Cu, Pb.

Важливо відзначити, що в органічній речовині нагромаджуються, а значить безперервно виводяться з океанічної води, токсиканти (As, Hg, Pb та інші).

Отже, дисперсна органічна речовина, як і мінеральні суспензії, виконують роль глобального сорбенту, що регулює вміст розсіяних елементів і охороняє середовище Світового океану від небезпечних рівнів їх концентрації.

У всіх осадових породах маса органічної речовини становить 15∙ -20∙ т, яка здійснює процеси сорбції розсіяних елементів, тому акумульованими виявляються в осадовій товщі Землі маси в млн.т. таких елементів.

ОСОБЛИВОСТІ ГЕОХІМІЇ ПОВЕРХНЕВИХ ВОД СУШІ

Океан безперервно поповнюється за рахунок річкового стоку суші, що дорівнює 44∙ /рік, тобто за 35 тис. років в океан надходить стільки ж води, скільки в ньому є в теперішній час. Динамічна сталість об’єму океану підтримується випаровуванням і переносом через атмосферу водяної пари в рівній кількості.

Хімічний склад опадів, що випадають на сушу, при дії рослинності і ґрунту змінюється під впливом:

• гумусових кислот;

• метаболічних виділень вищих рослин;

• ґрунтовими мікроорганізмами

Кінцевий продукт руйнування органіки - СО₂ - теж добре розчиняється у воді з утворенням Н₂СО₃. Все це підсилює розчинюючу здатність поверхневих вод стосовно мінеральної речовини земної кори як наслідок утворюються суспензії, що містять усі компоненти ґрунту.

Таким чином, склад як розчинних сполук, так і тонких суспензій значною мірою обумовлений життєдіяльністю організмів.

Розчинні речовини в річкових стоках

Річкові води створюють потужний геохімічний потік, що має важливу роль у загальнопланетарному масообміні суша - океан і тут мобілізація хімічних елементів пов'язана з діяльністю організмів.

Річкові води - це складні розчини, що містять дисперсні суспензії і сполуки, що перебувають в істинно розчиненому стані.

Форми знаходження елементів:

• прості і комплексні іони;

• нейтральні молекули;

• колоїди 0,001 - 0,1 мкм із сорбованими на них іонами;

• високодисперсні суспензії глинистих мінералів 0,5 1-2 мкм;

• грубодисперсні суспензії уламкових мінералів 2-3 10 мкм.

Мінералізація та маса дисперсних суспензій сильно варіюють, тому найчастіше середню мінералізацію річок вважають рівною 120мг/л і тоді річний винос розчинених речовин – 5,3∙ тонн, а дисперсних суспензій - 22∙ т/рік, тобто в 4,2 рази більше, ніж розчинних.

Співвідношення мас розчинних сполук і твердих суспензій у річкових стоках значною мірою залежить від характеру рослинності суші і у ході геологічної історії воно кількаразово змінювалося. У складі розчинних сполук у річкових водах переважають HCO₃^-, SO₄^2-, Cl^- і катіони C ; M ; . B кількостях, що варіюють. Присутні всі інші елементи.

Міграція розсіяних елементів пов'язана з формами їх знаходження в складних розчинах природних річкових вод. Вони можуть перебувати не тільки у формі простих іонів, але і брати участь в процесах комплексоутворення, що характерно для Cr, Ni, Cu, Zn, Co, U ( аміно- ; карбонато-; сульфато-; хлорокомплекси тощо).

Важливе значення мають комплекси з органічними лігандами - особливо внутрішньокомплексні сполуки (хелати). Тут реалізуються:

• іонні зв'язки з групами - СООН, - ОН, - NH₂,- SO₃H;

• координаційні зв'язки з групами: - NH₂; NH-N=NOH-; -OH; =C=O;

=S=O; =S-.

Лігандами є амінокислоти, кислоти жирного ряду, гумінові та фульвокислоти; поліфеноли. Як загальну тенденцію слід визначити те, що найбільша стійкість хелатів відповідає саме низьким концентраціям металів.

Хоча загальна мінералізація прісних вод значно нижче, ніж морських, глобальний винос розсіяних елементів в розчиненому стані досить значний.

Для: F, Sr, Fe, Al- це мільйони тон;

Ca, Na, Mg, S(сульфатна), Cl, Si- десятки млн. тон;

Br, I, B, Mn, Cu- сотні тис. тон за рік.

Більша частина розсіяних елементів віддаляється із суші десятками тис. тонн за рік.

Інтенсивність водної міграції хімічних елементів оцінюється за коефіцієнтом водної міграції К_в - це відношення концентрації елементів в сухому залишку води до вмісту в породі ( визначається для розчинених речовин).

Міграція елементів у складі річкових суспензій

В зависях істотно інше співвідношення хімічних елементів, чим в тих, які перебувають у розчиненому стані. Річкові суспензії складаються переважно з високодисперсних глинистих часток, уламків кварцу та згустків гідроксидів феруму. Таких елементів, як Si, Al, Fe, у суспензіях більше, а Са - навпаки менше, ніж в складі розчинних сполук. Концентрація більшої частини елементів у завислій речовині значно вище, ніж у сумі розчинних сполук. Із суспензіями пов'язана основна частина розсіяних елементів :

• більше 98% - Al, Ti, Ga, Pb, Th, Sc;

• 90- 98%- Si, Fe, Mn, P, Ba, Zr, Rb,Cr, Co, Ni;

• навіть елементи, у яких високий коефіцієнт водної міграції, переважно мігрують із суспензіями: 65-85% Mg, Zn, Mn;

• тільки для обмеженого числа елементів, знаходження в розчинному стані більш характерне - N, Cl, S, Ca, Na, Br.

Особливо важливо відзначити, що відносний вміст хімічних елементів у річкових суспензіях не адекватний їх кларкам у земній корі. Суспензії - результат певного перетворення матеріалу земної кори. Інтенсивність таких перетворень можна оцінювати коефіцієнтом К_р - відношенням концентрації елемента в річковій суспензії до його кларку в континентальній земній корі.

За значеннями К_р виділяють три групи елементів:

• перша група з величиною К_р < 1, тобто вміст менше в суспензіях, ніж в земній корі (Na, Ca, Sr, Ba, Li), для Mg характерно К_р = 1;

• друга група, де К_р дорівнюють або трохи більше 1 : Zr, Ti, Ga, Fe, Mn;

• третя група, де К_р 2 9: тут важкі метали Pb, Zn, Cu, Co, Cr, V,Cd. Виражена акумуляція важких металів може бути пов'язана з біогеохімічними процесами. Однак у водну міграцію на суші утягуються і елементи, не захоплені в біогеохімічний круговорот

Акумуляція хімічних елементів в воді впливає на водні біоценози. Широко поширені різні прояви эвтрофізації слабко проточних водойм. Концентрація металів у водоростях кінцевого стоку, як правило, вища за середні планетарні значення. Високі природні концентрації деяких елементів у поверхневих і ґрунтових водах окремих районів викликають підвищений вміст цих елементів у місцевій рослинності, що може бути причиною отруєнь або захворювань худоби, людей.

Трансформація геохімічного складу природних розчинів при переході

річкових вод в океанічні

У складі суспензій і в розчині з річковим стоком виноситься до океану щорічно (млн.тонн), відповідно: Fe 96.3 і 27; Mn 20.5 і 0,41; Zn 5.86 і 0.82; Cu 1.51 і 0.28; Pb 2.8 і 0.04; Ni 1.58 і 0.12; Co 0.34 і 0.01.

З цієї кількості більше 92% випадає в крайових морях і лише 7,8% досягає глибоководних областей океану. Разом з осадженням суспензій головних хімічних елементів, осаджуються розсіяні метали, часто утворюючі великі родовища. Так запаси руд V, Mn, Cu мають найчастіше осадове походження. Ще більша кількість металів випадає в розсіяному стані, осаджуючись і співосаджуючись з поширеними сполуками. Наприклад з Fe(OH)₃ співосаджуються Sc, Co, Mi, Cu, V та ін. А при осадженні фосфатів нагромаджується інший комплекс елементів.

Таким чином, периферійна зона Світового океану служить глобальною геохімічною пасткою, що затримує більшу частину речовин, які зносяться з континентів. Тим не менше величезні маси елементів проходять крізь цей фільтр і надходять у відкритий океан.

Геохімічна структура складу океанічних континентальних вод принципово розрізняється. В річкових водах розсіяні елементи зосереджені переважно в суспензіях, а в океані збільшується питома вага розчинних форм. Кількість суспензій в океанічній воді в 100-1000 разів менша. Навіть такі елементи, як Pb, Sc, Y, Zv, Ti, Cr в океані перебувають у розчині.

Це можна проілюструвати графічно (мал.1).

Джерела і шляхи надходження хімічних елементів до океану

Аніоногенні та катіоногенні елементи - основа солоності океану - це хлориди і сульфати Na, Мg, Ca, K. З точки зору геохімії- це парадокс тому, що кларки аніоногенів в земній корі досить низькі.

Отже катіони і аніони морської води мають різне походження. Крім того в морській воді присутні інші аніоногени: N, Br, I, B, As, Se, деякі метали - Hg. Вважають, що надходження основної маси цих елементів спричиняється дегазацією мантії землі. Катіоногени надходили в процесах вивітрювання, вимивання, при дії біогенних чинників в земній кори і ґрунті.

БІОГЕОХІМІЯ ПЕДОСФЕРИ

Ґрунт- унікальна природна система. Головна властивість ґрунту - нерозривний зв'язок усіх живих і неживих компонентів, які входять до його складу.. Поділ на окремі компоненти унеможливлює існування ґрунту і повністю руйнує його систему. За В.І. Вернадським грунт - біокосне тіло.

До складу ґрунту входять:

• тверда фаза;

• рідка фаза - ґрунтовий розчин;

• газова фаза - ґрунтове повітря.

Тверда фаза - це полідисперсна система, у якій є відносно великі уламки (більше 0,01 мм.) і високодисперсні частки - менше 1 мкм. А компоненти різного розміру розрізняються за механічними і фізико-хімічними властивостями. Окрім мінеральних, присутні і органічні сполуки. Мінеральна частина в свою чергу дуже різнорідна - це уламки мінералів гірських порід і різні ґрунтові гіпергенні новоутворення.

Головна своєрідність ґрунту в тому, що серед його різнорідних елементів є живі організми.

Ґрунт утворюється і функціонує, як система при сполученні взаємообумовленої життєдіяльності різних груп організмів:

• продуценти - фотосинтетики - вищі рослини;

• організми - деструктори відмерлої органічної маси ( ґрунтова мезофауна і тварини );

• організми, що спричиняють глибоку трансформацію продуктів деструкції; до повної демінералізації з виділенням СО₂ і утворенням специфічних органічних сполук ґрунту – це діяльність мікроорганізмів .

Забезпечення фотосинтетиків елементами ґрунтового живлення пов'язане з двома найважливішими компонентами ґрунту:

• мертва органічна речовина, з якої в процесі життєдіяльності мезофауни та мікроорганізмів поступово виділяються елементи, акумульовані фотосинтетиками і необхідні для відтворення. Взаємодія фотосинтетиків і гетеротрофів приводить до циклічної міграції елементів у системі рослинність - органічна частина ґрунту;

• дисперсні мінеральні частки як джерело доступних хімічних форм елементів для вищих рослин , ці елементи, сорбовані поверхнею часток і не можуть вимиватися опадами, що фільтруються через ґрунт, але легко поглинаються коріннями рослин.

Високодисперсна мінеральна речовина відіграє важливу роль у біологічному кругообігу елементів. Система агрегатів ґрунту утворює пористу структуру, сприяє вільному газообміну, особливо СО₂, з атмосферою.

Утворення педосфери

Ґрунт такий же компонент природного середовища Світової суші, як і гірські породи, води, рослинність тощо. Разом з тим, ґрунт - результат їх взаємодії. Зміна цих компонентів веде до зміни ґрунту, тому кожному природному ландшафту відповідає свій ґрунт.

Ґрунт, як особливе біохімічне утворення на суші, відсутнє в океані. Одна з основних властивостей живої речовини - прагнення до прогресуючого збільшення постійно поновлюваної живої маси і до максимального заповнення доступного простору (закон В.І. Вернадського ).

В порівнянні з океаном, умови на суші більш сприятливі. Практично не обмежені ресурси хімічних елементів на суші дають можливість для значного збільшення маси живої речовини: тому вихід біоти з океану на сушу був детермінований. Утворення педосфери при освоєнні біотою Світової суші було пов'язане з подоланням низки труднощів:

• низькою концентрацією доступних форм елементів в певних породах;

• сезонна недостатність води, що утруднює регулярність мінерального живлення і саме по собі негативно позначається на живих організмах.

Біокосна система ґрунту склалася як оптимальний природний механізм забезпечення життєдіяльності фотосинтетиків, що створюють основу функціонування біоценозів - первинну органічну речовину. Взаємодія усіх факторів і різноманітних біогеохімічних процесів у ґрунті привела до утворення конкретних екогеосистем (ландшафтів), де відбувається безперервна циклічна міграція мас хімічних елементів.

Поширившись на всю поверхню Світової суші, педосфера стала головною ланкою і регулятором глобальних циклічних процесів масообміну хімічних елементів . Вона в однаковій мірі одночасно пов'язана масообміном елементів із земною корою, біотою та атмосферою. У педосфері відбувається мобілізація елементів, що утягуються у водну міграцію, з кінцевим виносом в океан. З поверхні педосфери захоплюються дрібні ґрунтові частки, що утворюють атмосферні аерозолі, які часто виносяться за межи суші . В той же час атмосферні опади, що переносять хімічні елементи, надходять на поверхню педосфери.

Найважливіше, що в педосфері починається і закінчується грандіозний круговорот хімічних елементів: педосфера - рослинність Світової суші. Педосферу можна розглядати як планетарний механізм, що завдяки складній системі взаємообумовлених рівноваг регулює глобальні циклічні процеси масообміну хімічних елементів.

Педосфера - регулятор карбон-оксигенового масообміну в біосфері

Ґрунт характеризується високою біогенністю і насиченістю живими організмами, їх метаболітами, а також мертвою органічною речовиною, переважно рослинного походження.

Деструкція рослинних залишків викликається ґрунтовою мезофауною – численними безхребетними, що населяють верхні шари ґрунту, збагачені органічною речовиною. Кількість безхребетних в добре зволожених ландшафтах від 9 до 60-70 т/км² сірої маси (іноді – 200 т/км²). Так дощові хробаки на 1 км² листяного лісу переробляють за сезон до 150 т опалих листків.

Важлива роль у глобальній педосфері належить мікроорганізмам: бактеріям, грибам , водоростям, найпростішим . Ґрунт - найсприятливіше середовище їх існування. Маса мікроорганізмів у поверхневому шарі ґрунту в кілька разів перевищує масу тварин і досягає 2-3т на га.

Одна з головних груп мікроорганізмів бактерії. Так у чорноземах сумарна їх маса - 6 т/га. Середній вміст головних елементів в бактеріях (% сухої органічної речовини):

C - 54.0 H - 7.4 Na - 0.46

О - 23.0 Mg - 0.7 P - 3.00

N - 9.6 Ca - 0.51 S - 0.53

Припускають, що маса ґрунтових бактерій становить 12 ∙10⁹ т сухої органічної речовини, де у зв'язаному стані знаходиться 6∙10⁹ т карбону.

У біохімічних процесах, обумовлених життєдіяльністю ґрунтових бактерій, беруть участь величезні маси хімічних елементів . Так автотрофні нітрифікатори, окиснюючи недоступний для рослин NH₃ у доступні нітрати ґрунту, у рік переробляють сотні кг аміаку. Азотфіксатори поглинають і зв'язують атмосферний N₂, акумулюють в педосфері за різним даними від 44 до 175∙10⁶ т/рік нітрогену. Особливо важливе значення має діяльність гетеротрофних бактерій, що трансформують органічну речовину аж до кінцевого продукту його біохімічного окиснювання - CO₂. Актиноміцети та гриби руйнують найбільш стійкій компонент рослинних залишків - клітковину.

Отже, основна маса CO₂, що утворюються на суші, є наслідком життєдіяльності мікроорганізмів, що насичують педосферу.

Мікроморфологія ґрунтів пов'язана з їх високою пористістю, де сумарний об'єм порожнин пор досягає 50-70% об'єму ґрунту. Таким чином, біля половини об'єму ґрунту займають ґрунтове повітря та ґрунтовий розчин. З цієї причини в газообміні ґрунту із тропосферою в приземному шарі беруть участь значні маси газів. На всій території суші сумарний об'єм пор в ґрунтовому горизонті висотою 0,5 м становить приблизно 33,5∙10⁶ км³ порожнин. Враховуючи, що в теплу пору року повна зміна ґрунтового повітря відбувається неодноразово, то стає очевидним, що протягом року в рух на розділі поверхні ґрунту і атмосфери залучаються багато мільярдів км³ газів.

Ґрунт не тільки природний резервуар газів, але він також ідеально пристосований для трансформації їх складу. Щонайбільша питома поверхня ґрунту, органічні залишки, постійна наявність капілярної H₂O і O₂ – все це сприяє активній мікробіологічній діяльності. Наявність капілярів заповнених водою створюють умови для спільної життєдіяльності анаеробних і аеробних бактерій.

Існує унікальний комплекс аеробних та анаеробних бактерій, що перебувають в тісній трофічній взаємодії.

Анаероби продукують гази з органічних залишків, що розкладають. Специфічні аеробні мікроорганізми, що окиснюють H₂; CH₄; S, не випускають їх із ґрунту в атмосферу. В такий спосіб в ґрунті відбувається майже замкнутий круговорот цих газів, в атмосферу виділяється тільки CO₂.

Завдяки діяльності мікроорганізмів склад ґрунтового і атмосферного повітря суттєво розрізняється. У ґрунті набагато більше CO₂ і менше O₂, ніж в атмосфері. Зміст N₂ приблизно однаковий. Ґрунтове повітря дуже збагачене парою H₂O, вологість наближається до 100%, наявне значне число різноманітних летких і органічних біогенних сполук.

Особливо слід відзначити роль ґрунтової мікрофлори в регулюванні виділення із ґрунту газів, які присутні в атмосфері в малих кількостях, включаючи і гази, що надходять із глибинних шарів землі.

Глибинні газові еманації – це вуглеводні, які перехоплюються і окиснюються аеробними бактеріями. Це забезпечує відсутність в атмосфері біля землі пропану, гептану, які активно дифундують з покладів нафти та газу. Зростання концентрації вуглеводнів приводить до росту числа бактерій ( у нормі 10³-10⁵ особин / 1г ґрунту ).

Таким чином, в педосфері діє своєрідний біогеохімічний фільтр: бактеріальна система , що захищає атмосферу від надходження розсіяних вуглеводнів.

Таблиця 5. Вміст газів у ґрунтовому повітрі, % об.

Гази	Вміст у ґрунтовому повітрі	Гази	Вміст у ґрунтовому повітрі
N2 O2 CO2 CO H2 N2O NO NO2 SO2	68-73 5-21 0.1-20 (1-8)∙ 10-6 (1-8)∙ 10-6 (2-40)∙ 10-6 (1-10)∙ 10-4 (2-4)∙ 10-6 3∙10-7	H2S COS CH3SH ( CH3 )2S CH3SCH3 Вуглеводні CH4 C2-C20	2∙10-7 (2-25000)∙ 10-7 3∙10-7 1∙10-6 (1-12)∙ 10-7 (1-8)∙ 10-7 (1-35)∙ 10-7

Існує ще один важливий біогеохімічний процес - метилізація металів бактеріями. В той же час - гифобактерії здатні використовувати метильовані сполуки. Припускають, що існує мікробіологічний процес, що замикає метильовані сполуки у внутрішній круговорот і в такий спосіб охороняє атмосферу від надходження летких метильованих сполук. Це можливе пояснення тому факту, що з поверхні педосфери виділяється менше метильованих металів, ніж з поверхні Світового океану.

Газообмін ґрунту і приземного шару тропосфери здійснюється дифузією і конвекцією. Надлишкове зволоження ґрунту пригнічує продукцію CO₂ мікроорганізмами, але підсилюються анаеробні процеси з виділенням CH₄, H₂S, метильованого меркурію.

В автоморфних ґрунтах відбувається інтенсивна аерація, домінує аеробна мікрофлора, униз по ґрунтовому профілю зростає концентрація CO₂ і дещо зменшується концентрація O₂.

В гідроморфних ґрунтах активізуються анаеробні мікробіологічні процеси: значно зменшується концентрація O₂ і зростає концентрація CO₂, спричинені насиченням ґрунту водою. За здатністю до сорбції компоненти ґрунтового повітря утворюють ряд: H₂O > CO₂ > O₂ > N₂.

Отже, в педосфері замикаються обидві галузі грандіозного карбон-оксигенового масообміну якого є головною умовою існування біосфери. З одного боку, ґрунт забезпечує продуктивність фотосинтезуючих рослин суші, що зв'язують CO₂ в органічну речовину і одночасно виділяють в якості метаболіту O₂ . З іншого боку, в ґрунті відбувається деструкція відмерлої органічної речовини до CO₂ в процесах біохімічного окиснювання і повернення його в атмосферу. Завдяки зазначеним процесам педосфера відіграє роль центральної ланки в глобальному оксиген-карбоновому циклі і поряд з океаном виконує функції регулятора геохімічного режиму атмосфери.

В той же час глобальний цикл масообміну карбону має деяку незамкнутість . Незамкнута частина карбону, що вибуває з циклу, приводить до дуже важливих наслідків. Наявність рослинних залишків, ґрунтового гумусу обумовлює присутність в атмосфері кисню. Кисень зберігається лише тому, що він не був витрачений мікроорганізмами на біохімічне окиснювання мертвої органічної речовини.

Органічна речовина педосфери

Органічна речовина є одним з найбільш важливих компонентів педосфери. Воно впливає на значне число процесів, що протікають у педосфері.

Надходження мертвої органічної речовини залежно від біокліматичних умов в різних районах Світової суші коливається від 1 до 25 т/км² у рік. Сумарна маса органічної речовини, що відмирає, становить до 130∙10⁶ т. Різна кількість рослинних залишків, неоднаковий характер мікробіологічної діяльності, різні гідротермічні умови сприяють утворенню досить складного комплексу органічних сполук гумусу ґрунтів. В органічній речовині ґрунтів розрізняють три головні групи форм.

1. Майже нерозкладені залишки в основному рослинного походження (лісові підстилки, степовий повсть ). Руйнуються тільки найбільш нестійкі тканини: камбій, флоема, паренхіма первинної кори - це грубий гумус.

2. Залишки, що утворюють пухку чорну речовину. Тільки в мікроскоп видно, що це здрібнені і значно змінені залишки рослин - це модер.

3. Спеціальні ґрунтові утворення, що не містять слідів будови рослинних тканин або гумусу, як такого. Виглядають як аморфні скупчення від слабко-жовтих до темно-коричневих. В одних ґрунтах вони дифузно розподілені в ґрунтовому матриксі, а в інших - склеюють дрібні мінеральні частки - це гумус типу муль.

Гумус цих трьох груп утворюється в умовах доброї аерації. У насиченому водою ґрунту діяльність мезофауни і аеробних бактерій пригнічується. Перетворення рослинних залишків дуже сповільнюється із залишків мохів утворюється торф. Його особливість – слабка розкладеність рослинних залишків (< 30%) і волокниста будова (залишки мохів). Органічна речовина ґрунту, що складається з торф'яних компонентів – це гумус типу мор.

В такий спосіб органічна речовина ґрунту складається із слабко змінених залишків рослин, продуктів їх здрібнювання та первісного перетворення мезофаунною і деякими мікроорганізмами, а також із специфічних ґрунтових органічних речовин. Дві останні категорії становлять властиво ґрунтовий гумус.

Трансформація органічної речовини відбувається під дією мікроорганізмів. Неспороносні бактерії використовують прості вуглеводи, прості білки, амінокислоти. Целюлозні міксобактерії переробляють стійкі вуглеводи. Актиноміцети завершують процес, розкладаючи найбільш стійкі компоненти і гумусові речовини. Основними компонентами гумусу є гумінові та фульвокислоти,

їх солі, а також гумін - комплекс гумусових кислот з високодисперсними мінеральними частками.

Гумус ґрунтів відіграє двоїсту роль. З одного боку він виступає як джерело нітрогену та інших елементів, пріоритетно необхідних для вищих рослин і вивільнюваних з органічної речовини в результаті мікробіологічної діяльності. Тому гумус ґрунтів - важливий фактор продуктивності фітоценозів і родючості ґрунтів. З іншого боку, гумусові кислоти і їх похідні, завдяки особливостям молекулярної будови активно впливають на міграцію і акумуляцію хімічних елементів у педосфері. З цієї причини гумусові речовини є важливою частиною механізму регулювання міграційних потоків в педосфері.

Частини рослин, що відмирають, надходять в ґрунт у вигляді щорічного опаду і створюють на поверхні ґрунту лісову підстилку, трав’яну повсть, скупчення торфу. Присутність рослинних залишків вказує на те, що їх розкладання відбувається повільніше, ніж надходження нових продуктів відмирання. Відновлення гумусу у верхньому шарі ґрунту - 300 - 500 років. В глибоких горизонтах ґрунту процес відбувається ще повільніше. Загальна маса мертвої органічної речовини педосфери складається із трьох частин:

• слабко розкладених рослинних залишків лісових підстилок;

• скупчення торфу;

• глибоко перетвореної органічної речовини гумусу.

Загальна маса мертвої органічної речовини в педосфері становить – 3,2 ∙10¹² т, це в 3,5 рази більше за масу рослинності суші і в 25 разів перевищує її річну продукцію

Орієнтовне середнє значення концентрації важких металів в органічній речовині педосфери становить (мкг/г сухої речовини ): феруму - 200-300; мангану - 30; цинку -25; ванадію-3; купруму – 3; плюмбуму - 2; ніколу - 4; кобальту - 1; молібдену - 0.5; кадмію - 0.3; меркурію - 0.1.

Біохімічна трансформація мінеральної речовини педосфери

Взаємодія живих організмів із земною корою найбільш інтенсивно відбувається в педосфері. Середній елементарний склад ґрунтової товщі, за винятком нітрогену та карбону, обумовлений сполукам мінеральної речовини, що неоднорідна і відіграє неоднакову роль у біогеохімії педосфери.

Ґрунти, формуючись на пухких покривних відкладеннях, успадковують їх мінералогічний склад. Отже мінеральна частина ґрунту складається з матеріалу, переробленого процесами гіпергенезу (вивітрювання) задовго до формування сучасних ґрунтів. В той же час певні мінерали виникають у процесі сучасного педогенезу.

Таблиця 6. Середній вміст розсіяних елементів у стійких

акцесорних мінералах, мкг/г

Мінерали	Елементи
	Pb	Zn	Cu	W	Sn	Mo	Ta	Nb	Ga	Ge	Sc
Ільменіт Магнетит Епідот Гранат Циркон Рутил Сфен Турмалін	3 24 32 180 112 - 221 137	867 238 8 10 - 40 500 175	36 78 35 22 31 27 30 12	63 5 6 - 66 672 35 -	99 25 30 24 54 605 225 29	8 13 2 7 10 183 82 9	262 62­ ­- 8 40 1500 240 30	2081 252 18 73 239 1872 1924 90	4 21 11 25 0.4 - 4 36	1 3 2 10 2.4 300 2 35	57 7 13 80 143 47 10 35

Компоненти мінеральної частини ґрунтів можна об'єднати в 3 групи:

• механічні уламки мінералів і гірських порід;

• високодисперсні мінерали глин;

• мінеральні новоутворення, що виникли в процесі формування профілю ґрунту.

Кожна із груп відіграє певну роль у ґрунтоутворенні.

Склад уламкових мінералів дуже впливає на валовий хімічний склад ґрунту. Концентратором багатьох розсіяних елементів є акцесорні мінерали стійкі до процесів вивітрювання.

У магнетиті концентрується Cu, в епідоті та сфені - Sr, у цирконі - Sc. Особливо виділяються мінерали титану (ільменіт, рутил, сфен), в яких на 2-4 математичних порядки більше Nb, Ta, Mo, Sn відносно середнього в земній корі. Але акцесорні мінерали стійкі, і елементи, що утримуються в них з важко залучаються в біогеохімічні процеси.

Більше значення мають розсіяні елементи, що утримуються в уламкових мінералах у вигляді ізоморфних домішок і фіксовані на поверхнях дефектів кристалів. При гіпергенному руйнуванні залізно-магнезіальних силікатів вивільняються V, Cr, Zn, Cu, Ni, Co; при руйнуванні польових шпатів - Sr, Ba, Pb, Rb.

Високодисперсна частина мінеральної речовини ґрунту в основному складається з гіпергенних силікатів: каолініту, метагалуазиту, гідрослюд, монтморилониту та ін. У меншій кількості присутні мінерали груп оксидів і гідроксидів феруму, алюмінію, а також рентгеноаморфні речовини.

Диспергування мінеральної речовини - це один з головних проявів гіпергенної зміни на поверхні суші. У ході прогресуючого здрібнювання мінеральної речовини значно збільшується її сумарна поверхня і відповідно роль процесів сорбції-десорбції. З хімічної точки зору, у глинистих мінералах зв'язок між плоскими пакетами міжмолекулярного типу. Тому хімічні елементи не тільки адсорбуються поверхнею високодисперсних часток, але і входять у міжмолекулярні порожнини. У високодисперсній частині мінеральної речовини акумульована велика кількість важких металів та інших розсіяних елементів.

У зв'язку з особливостями будови різні глинисті мінерали зв'язують різну кількість хімічних елементів. Мінерали з регулярною структурою мають обмежену сорбційну ємність, так, каламініт має катіонообмінну ємність до 10 мг-экв/100 г . Дуже помітно набухають мінерали, де регулярність структури між пакетами зростає, вони сорбують значно сильніше , так катіонообмінна ємність монтморилоніта в 10 разів і змішаношарових мінералів – трохи більше 10 мг-экв/100 г твердої речовини.

Концентрація розсіяних елементів чітко змінюється по головних компонентах мінеральної речовини ґрунтів. Найбільш низькі значення концентрації властиві уламковому кварцу, тому піщаних розсіяних елементів завжди менше, ніж суглинкових. Це розходження тим помітніше, чим менше збереглося нестійких мінералів і чим більше кварцу в уламковій частині мінеральної речовини ґрунту. Більш високий зміст характерний для фракції високодисперсних часток розміром менш 1мкм. Особливо це стосується важкої фракції мінералів.

Нові мінерали, часто утворюють скупчення і агрегати специфічного вигляду.

Відбувалося утворення ґрунтового профілю, що складається з генетичних горизонтів, які розрізняються складом та будовою.

Морфологічні новоутворення досить різні: плівки, землисті маси, скоринки, ізольовані кристали їх друзи, різні конкреції. Всі вони дуже різноманітні за хімічним і мінералогічним складом. Наявні усі класи мінералів: сульфіди, галогениди, оксиди, нітрати, карбонати, сульфати, фосфати тощо.

Новоутворення є геохімічними індикаторами, що сигналізують про певні біогеохімічні процеси, що протікають у ґрунтах.

При цьому різні типи новоутворень містять певні розсіяні елементи: у гідроксидах феруму концентруються важкі метали, у карбонатах більше стронція.

У нижній частині ґрунтів виявляються утворення-релікти стародавніх гідроморфних ґрунтів, особливо під пустелями.

Розподіл розсіяних елементів у педосфері

Відносний вміст більшої частини хімічних елементів у ґрунтах різних районів може відрізняться в 100-1000 разів.

Найменші варіації властиві тільки макроелементам: Si та Al. Тут у зв'язку з високою варіабельністю концентрацій значущими стають статистичні методи аналізу даних. При цьому незадовільним виявляється використання средньоарифметичного і средньогеометричного, а об'єктивно можна судити про рівні концентрації на певній території тільки за модальними (зустрічаються найчастіше) значеннями. На модальні значення впливає багато факторів, і головне - вміст високодисперсних мінералів (< 0,001мм) і органічної речовини. Зі збільшенням вмісту глинистих мінералів і органічної речовини збільшується концентрація розсіяних важких металів. На рівні модальних концентрацій розсіяних елементів впливають провінційні геохімічні особливості покривних відкладень, на яких сформований ґрунт, і мінерально-петрографічні відмінності корінних порід, які є джерелом уламкових мінералів, що складають покривні відкладення, важливі також гідрологічний режим і інтенсивність промивання профілю ґрунту.

Концентрація елементів змінюється відповідно до профілю ґрунтів, причому зміни не однакові в різних типах ґрунтів. Тому при характеристиці концентрації елементів у ґрунтовому покриві конкретної території мається на увазі їх концентрація у верхньому гумусовому горизонті. З причини, що основна частина суші покрита автоморфними (так називаними зональними) типами ґрунтів, відомості про середню концентрацію елементів у ґрунтовому покриві великих регіонів або всієї суші базуються на даних щодо автоморфних ґрунтів. Найкоректнішим є подання даних про середні концентрації для певних геохімічних провінцій і великих регіонів.

У процесі взаємодії живої речовини суші з мінеральним субстратом ґрунтова товща диференціюється на генетичні горизонти, які в сукупності утворюють профіль ґрунту. В різних типах ґрунтів будова профілю і процеси біогеохімічної трансформації органічної речовини суттєво розрізняються, тому неоднаково розподіляються хімічні елементи по профілях різних ґрунтів.

Наприклад, біогеохімічні процеси в чорноземі.

Тут при трансформації залишків рослин утворяться нерозчинні гумінові кислоти та гумати. Їх гелі склеюють дисперсні частки у водостійкі агрегати, які не переміщаються ґрунтовими водами, що фільтруються. Гумінові кислоти, утворюють міцні комплексні сполуки з металами утримують їх від вимивання. Саме тому в чорноземах більш висока концентрація металів і розсіяних елементів, ніж в дернисто-підзолистих ґрунтах. Зміст гумінових кислот поступово зменшується униз по профілю і відповідно зменшується концентрація металів.

Підвищена концентрація розсіяних елементів у верхньому гумусовому шарі ґрунту пов’язана з поглинанням елементів рослинами і надходженням їх у ґрунт з відмираючими органами рослин. Концентрація в нижньому горизонті обумовлена їх вмістом у грунтоутворюючому субстраті - пухких покривних відкладеннях. Вони складаються з перемішаних компонентів місцевих корінних порід і алохтонного матеріалу перенесеного поверхневими водами або вітром.

Отже, склад покривних відкладень відбиває інтегрований мінералогічний склад корінних порід відносно великого регіону. З цієї причини в покривних відкладеннях і мінеральній частині ґрунтів добре виражені провінційні риси мінералогічного складу певних територій.

В силу того, що мінерали є носіями розсіяних елементів, в мінеральній частині ґрунтів різних регіонів рівні вмісту розсіяних елементів розрізняються. В наслідок закономірної зміни вмісту і співвідношення мінералів-носіїв розсіяних елементів у товщині покривних відкладень в педосфері утворилися мінералого-геохімічні провінції. Неоднакові рівні концентрації розсіяних елементів на різних теріторіях позначаються на біогеохімічних циклах масообміну таких елементів. Зміни вмісту розсіяних елементів у товщі пухких покривних відкладень проявляються не тільки на великій території в вигляді мало контрастних провінційних розходжень, але і на обмеженій площі дуже контрастно, у вигляді геохімічних аномалій.

Малопотужні відкладення, в складі яких переважають уламки місцевого матеріалу, сприятливі для виходу на поверхню - відкритих ореолів. Там, де у відкладеннях домінують алохтонні компоненти, формуються мало виражені пригнічені ареали. Перерва в нагромадженні відкладень і збільшення в них алохтонного матеріалу сприяє екрануванню геохімічних аномалій і утворенню похованого ареалу розсіювання, що не виявився на поверхні.

Процеси взаємодії рослинності і ґрунтової біоти з мінеральним субстратом сприяють формуванню геохімічних аномалій, на поверхні ґрунту. У лісовій підстилці акумулюються метали розсіяні з рудного тіла, у той час як їх концентрація в горизонті вимивання і в ґрунтоутворюючій породі не відрізняється від місцевого геохімічного тла. У цьому випадку деревна рослинність діє як геохімічний насос, що перекачує рудні елементи із глибини на поверхню. Геохімічна аномалія в лісовій підстилці або гумусі може бути більш виразною ніж у деревних рослинах.

Взяття проб з поверхні ґрунтів і пухких відкладень із наступним визначенням металів для виявлення покладів руд називається металометрією.

Зміна концентрації металів та інших розсіяних елементів на поверхні суші в формі ґрунтово-геохімічних провінцій і ґрунтових аномалій - широко розповсюджене явище, можна припускати, що мінливість концентрацій розсіяних елементів, що мають важливе фізіологічне значення, відіграла певну роль в еволюції наземного життя і різноманітті його форм.

Педосфера - регулятор біогеохімічних циклів важких металів

Процеси масообміну між компонентами ґрунту підтримуються різноманітними рівновагами, де домінуючою є рівновага тверда фаза - ґрунтовий розчин. Саме із ґрунтових розчинів здійснюється елементне живлення рослин. Одночасно ґрунтові розчини - живильне середовище для мікроорганізмів, що розкладають мертву органічну речовину.

Отже, процеси, що протікають між твердою фазою ґрунту і ґрунтовими розчинами, є важливою частиною механізму біогеохімічних циклів масообміну хімічних елементів.

Певна концентрація елементів у ґрунтовому розчині підтримується завдяки рівновазі із твердою фазою через два процеси:

• осадження-розчинення;

• адсорбція-десорбція.

Якщо в ґрунт надходить речовина, то вона розчиняється у воді під дією H⁺, OH^-, CO₃^2-, HCO₃^-, H₂PO₄^-, водорозчинних гумусових кислот. Одночасно з ґрунтових розчинів розсіяні метали адсорбуються твердою фазою, так з часом встановлюється гетерогенна рівновага. Найменшою розчинністю характеризуються сполуки важких металів з фосфатами. Тому наявність фосфатів - це резерв, який визначає концентрацію важких металів у твердій частині ґрунту і ґрунтових розчинах. З іншої сторони вміст фосфат-іонів у ґрунтовому розчині дуже низький, і додавання в такий розчин твердої фази ґрунту знижує зміст важких металів завдяки адсорбції без утворення індивідуальних хімічних сполук. Така адсорбція задовільно описується ізотермою адсорбції Фрейндліха:

x/m=KC^1/n ,

тут: x/m- кількість адсорбованого металу; C- рівноважна концентрація металу в розчині; K, 1/n- константи.

При цьому існує два типи адсорбції:

• специфічна, з високими енергіями зв'язку;

• неспецифічна, з низькими енергіями зв'язку, вона вторинна.

Вважають що в першому випадку це координаційні або ковалентні зв'язки, а в другому - іонообмінні.

Специфічна адсорбція обумовлена гумусом і гідроксидами феруму, що утворюють поверхневі плівки. Відома селективна сорбція: Pb > Zn > Cd.

Комплекси металів з гумусом і Fe(OH)₃ досить стійкі, як і хемосорбційні утворення. Легше усього переходять у розчин метали , що перебувають у катіонообмінній формі. Чим більша частина металів пов'язана з органічною речовиною, тим менше вони доступні для рослин. По цьому рослини, що зростають на збагачених органічною речовиною ґрунтах, часто відчувають фізіологічний дефіцит Cu, Zn, Mn. Катіонообмінна адсорбція пов'язана із глинистими мінералами.

У гумусі Me зв'язуються дуже активно з карбонільними та фенольними групами, з утворенням хелатів:

(COOH)_n COO СООН)_n-x

R + M → R M + x,y H⁺

(OH)_m OH (OH)_m-y

Або катіонообмінно по зовнішнім функціональним групам:

COO COOH COO (COOM₁)

R M + 2M₁ → R M + 2H⁺

OH OH ОH (OM₁)

На адсорбцію впливають не тільки природа металу, але і природа гумусових кислот.

Можлива взаємодія металів з гідроксидом феруму:

O OH H O OH H

Fe O Fe O

H

O + M ²⁺ → O M + 2H⁺

OH H OH

Fe O Fe O

H H

O O

(структура гідрогетиту)

Певні рівні концентрації розсіяних елементів в ґрунтових розчинах мають винятково важливе значення для життєдіяльності рослин і ґрунтової біоти. Ґрунтові мікроорганізми адаптовані до неоднакових концентрацій Zn, Cu, Pb, Cl, Mо, Cо та інших розсіяних елементів. Із здатністю бактерій акумулювати певні метали пов'язують утворення великих родовищ Fe, Mn, Cu, V, U.

Ця здатність використана для технологічних цілей - мікробіологічного витягу металів з бідних руд і для очищення стічних вод.

Незважаючи на здатність до акумуляції металів мікроорганізми чутливо реагують на зростання їх концентрації. Часто життєдіяльність їх пригнічується, наприклад, для нітрогенофіксаторів. При цьому найбільше пригнічує Cd, менше - Cu, ще менше - Pb.

Ефект пригнічення нітрогенофіксації можна використати для оцінки рівня техногенного забруднення ґрунтів.

Отже, через причину значної сорбційної ємності і дії зазначених рівноваг, ґрунт має високу здатність зв'язувати маси важких металів і підтримувати низькі рівні їх концентрацій у ґрунтовому розчині, що забезпечує селективне поглинання необхідної рослинам кількості металів, завдяки наявній рівновазі, тверда частина ґрунту здатна виділяти їх у ґрунтовий розчин.

Утворення комплексів металів з органічною речовиною ґрунту сприяє виведенню надлишкових мас металів з міграційних циклів на тривалий час. Міцність фіксації металів неоднакова: Hg > Pb > Cu >Zn = Cd. Поглинаючи i зв'язуючи надлишкові маси розсіяних елементів, що надходить на поверхню суші в активній розчинній формі, педосфера виконує функцію регулятора мас розсіяних елементів, які надходять у міграційні цикли, важлива роль тут належить органічній речовині ґрунту і гідроксидам феруму.

У світлі викладених даних ґрунт виявляється не тільки як головний засіб сільськогосподарського виробництва, але і як найважливіша ланка глобальної системи біосфери. Відповідальне значення ґрунту пов'язане з його функцією регулятора багатьох біогеохімічних циклів. Грунт систематично консервує значну маса органічної продукції вищих рослин, що забезпечує надходження в атмосферу вільного кисню. Одночасно в ґрунті продукується CO₂, необхідний для фотосинтезу і відтворення живої речовини. В ґрунті перетворюється інертний N₂ у форми, доступні для включення в біологічний круговорот. У ґрунті відбувається складна трансформація біогенів, в першу чергу - S, P. В наш час у зв'язку з інтенсивною технологічною діяльністю та емісією металів чітко виявляється роль педосфери як регулятора міграційних потоків мас важких металів та інших елементів зі змінною валентністю. З огляду на глобально важливу роль унікального біокосного утворення - педосфери, пріоритетними є проблеми її охорони.

ГЛОБАЛЬНІ БІОГЕОХІМІЧНІ ЦИКЛИ

Наявні факти дозволяють припускати, що в біосфері існує глибокий зв'язок хімічного складу земної кори, Світового океану і атмосфери. Цей зв'язок обумовлений процесами масообміну між зовнішніми оболонками Землі. Зазначені процеси споконвічно мали циклічний характер насамперед через добові, сезонні, річні і більш протяжні ритмічні коливання енергії, що надходила від Сонця. Циклічності масообміну також сприяло безперервне видалення гідрогену внаслідок його дисипації. Окиснені сполуки, що виникали в результаті фотохімічних реакцій у верхній атмосфері, поверталися на поверхню Землі.

Процеси циклічного масообміну безперервно змінювалися протягом геологічної історії, що спричиняло зміну складу зовнішніх оболонок. Головним фактором спрямованої зміни глобальних циклів масообміну і перетворення вихідної системи фазових оболонок у сучасну систему біосфери була жива речовина. Вбудовуючись у систему циклів і виконуючи ті ж функції, що абіогенні хімічні процеси, живі організми одночасно продукували субстрати метаболізму і відмирання. Нагромадження цих продуктів протягом тривалого часу значно змінювало геохімічні умови навколишнього середовища, що в свою чергу стимулювало еволюцію організмів стосовно до нових розумів. Фракціонування хімічних елементів у біогеохімічних циклах наклало глибокий відбиток на склад осадової оболонки, Світового океану, атмосфери. За допомогою безперервного циклічного масообміну життя формувало середовище перебування. Найбільш яскравим прикладом є утворення педосфери, яка породжена життєдіяльністю наземної біоти і разом з тім що забезпечує існування і відтворення головної частини біомаси Землі - рослинності Світовий суши.

Розрахунки розподілу мас хімічних елементів у біосфері і мас, що беруть участь в процесах біогенної міграції, ґрунтуються на двох групах даних. По-перше, необхідні відомості про середні значення концентрації елементів у компонентах біосфери: у біомасі рослинності Світовий суши, воді рік, педосфері та ін. По-друге, мають бути наявними відомості про масу кожного з компонентів біосфери.

В наш час виділяють глобальні цикли натрію - одного з головних елементів, акумульованого в земній корі в процесі її виплавляння; хлору - типового таласофільного елемента; цикли елементів, що надійшли в біосферу внаслідок дегазації (карбон, сульфур, нітроген); цикли елементів, що надійшли в біосферу в результаті мобілізації із земної корі (кальцій, калій, кремній, фосфор); циклі масообміну важких металів.

Розглянемо глобальні циклі натрію і хлору, геохімія яких у біосфері досить тісно пов'язана.

Глобальний цикл натрію

Натрій - один з головних елементів, акумульованих у земній корі в процесі її виплавляння. Основна маса цього елемента випадає на останніх стадіях магматичної кристалізації і частково залишається в постмагматичних розчинах. Натрій займає в кристалохімічних структурах силікатів порожнини між стійкими алюмосіліційоксигеновими угрупованнями і тому легко звільняється із структур гіпогенних силікатів при вивітрюванні кристалічних порід. Концентрація Na₂О в "гранітному" шарі земної кори 2,71%. в осадовій оболонці - 1,5%. Відповідно маса натрію в гранітному шарі дорівнює 165∙10¹⁵ т, в осадовій оболонці - 26,7∙10¹⁵ т. Звільняючись із кристалічної речовини земної кори, натрій у формі добре розчинного катіона переноситися з континентальним стоком в океан, у водах якого втримується 14,7∙10¹⁵ т цього елемента.

Головний міграційний потік натрію в біосфері пов'язаний з водним стоком із суши, з яким виноситься 0,185∙10⁹т іонів цього елемента. Одночасно натрій виноситься в складі твердого стоку, перебуваючи переважно в сорбованому стані. Приймаючи середню концентрацію натрію в суспензіях річкового стоку рівною 4,6 мг/л, можна оцінити масу елемента, що виноситься в складі суспензій, в 0,19∙10⁹ т/рік.

В циклі масообміну між поверхнею океану і тропосферою бере участь близько 1,3∙10⁹ т/рік водорозчинних форм натрію, між поверхнею суши і тропосферою - приблизно 0,14∙10⁹ т/рік. З повітряними масами морського походження на сушу переноситися більше 0,1∙10⁹ т/рік розчинних форм натрію. Одночасно з поверхні суши в океан виноситься з вітровим пилом приблизно 0,01∙1 0⁹ т натрію в сорбованому стані.

Перевага розчинного катіона Na⁺ у біосфері обумовлює присутність значних мас натрію у всіх типах природних вод, у яких він пов'язаний еквівалентними співвідношеннями з аніонами Сl^-, SO₄^2- і почасти з HCO₃^-. В організмах солі натрію (головним чином хлориди) мають важливе значення. Хлорид натрію є обов'язковим компонентом рідких тканин тварин (плазми, крові, лімфи) і клітинного соку рослин, відіграє важливу роль у підтримці кислотно-лужної рівноваги, регулює осмотичний тиск і впливає на вміст води в тканинах тощо. В силу важливої фізіологічної ролі хлорид натрію у великій кількості поглинається рослинними і особливо тваринними організмами, його нестача викликає важкі захворювання.

Різні автори розходяться в оцінці середньої концентрації натрію в живій речовині. За даними Х. Боуена, середня концентрація натрію в біомасі рослинності Світовий суши близько 0,12% маси сухої речовини. Виходячи із цього значення_, можна вважати, що в біомасі суши втримується 3∙10⁹ т натрію. Концентрація в живій речовині океану значно вище - 3,3% маси сухої речовини, але загальна кількість натрію, зв'язана в океанічній біомасі, на два порядки менше, ніж у наземній.

У структурі глобального біологічного круговороту натрію яскраво виявляється його таласофільність. Жива речовина Землі протягом року пропускає через собе близько 4,6∙10⁹ т натрію, причому на суші в біологічний круговорот включається 0,2∙10⁹ т, а в океані майже в 20 разів більше.

З рослинних залишків солі натрію легко вилужується, тому концентрація натрію в неживій органічній речовині і гумусі педосфери невелика - близько 0.01%, а маса близька до 0,2 -0,3∙10⁹ т. Натрій активно сорбуєтся опадами морів, тому в осадовій оболонці втримується його велика маса.

Глобальний цикл хлору

Цей цикл має багато загального із циклом натрію. Xлop типовий таласофильний елемент. Його розподіл у біосфері характеризується ясно вираженою акумуляцією у воді Світового океану, в якій у формі розчинених йонів Сl^- утримується переважна частина маси елемента. Вміст хлору в гранітному шарі земної корі становить 0,021%, маса -1,7∙10¹⁵ т. В осадовій оболонці концентрація хлору в 10 разів вище - 0.27%. а маса дорівнює 6,5∙10¹⁵ т. Подібно натрію, серед форм знаходження хлору в біосфері домінують добре розчинні йони Сl^-. Вони визначають основні риси глобального циклу масообміну елемента, серед яких головна - винятково висока здатність до водної міграції. Значні маси хлору, як і натрію, багато мільйонів років мігрують з поверхні Світовий суши в океан. Друга особливість глобального геохімічного циклу хлору, виражена ще сильніше, ніж у циклі натрію, - активна міграція в атмосфері в складі аерозолів і повернення значної маси елемента на сушу. Протягом року з океану в атмосферу надходить 2,4∙10⁹ т/рік (з врахуванням сухих осаджень}, а повертається з опадами і у формі сухих осаджень 2,2∙10⁹ т/рік. Різниця в 0,2∙10⁹ т/рік переноситися з повітряними масами на сушу і там випадає. Таким чином, значна маса Сl^- циркулює в системі суша - океан - суша. У хімічній метеорології хлор називають циклічним елементом. Хлор має важливе фізіологічне значення і утримується в живих організмах у вигляді хлоридної кислоти, її солей, серед яких найпоширеніша - хлорид натрію, а також різноманітних хлорорганічних сполук. Середня концентрація хлору в масі живої речовини суши дорівнює 0,2% (суха маса), у фітомасі океану значно вище - близько 1% . Можна вважати, що в живій речовині суши перебуває 5∙10⁹ т, у біомасі фотосинтетиків - 0,17∙10⁹ т хлору. Концентрація елементу в неживій органічній речовині педосфери і гумусі приблизно дорівнює 0,01%, отже, маса хлору в педосфері становить близько 0,3∙10⁹ т.

В біологічний круговорот на суші захоплюється близько 0,34∙10⁹ т/рік хлору. У морській воді його концентрація значно вище і становить близько 3% сухої маси організмів. Протягом року біота Світового океану втягує в круговорот приблизно 4,4∙10⁹ т хлору, тобто на порядок більше, ніж на суші.

Як випливає з викладеного, в структурі глобальних циклів масообміну натрію і хлору багато загального: переважають добре розчинні форми, активна водна міграція з континентів в океан і зворотний атмосферний перенос значних мас з океану на сушу. Важливою рисою біосферної геохімії розглянутих елементів є їх значно виражена таласофільність, наслідком якої є перевищення маси біологічного круговороту в океані над масою біологічного круговороту на суші. Зближає біогеохімію цих елементів важливе фізіологічне значення їх головної хімічної сполуки - хлориду натрію.

Разом з тим розподіл мас хлору і натрію в біосфері принципово розрізняється. Величезна кількість натрію, зосереджена в осадових породах і в океані (40,7∙10¹⁵ т), становить усього лише 19,8% маси елемента, що втримується у вихідному гранітному шарі земної кори, з якої натрій поступово витягався і включався в процеси циклічного масообміну. Зовсім інша картина розподілу мас хлору. В осадових породах і в основному резервуарі - океані хлору майже в 20 разів більше, ніж у гранітному шарі. Якби увесь величезний гранітний шар був зруйнований, то маси, що звільнилася при цьому, хлору було б менше його маси, що перебуває в наш час в океані. Очевидно, що джерела надходження розглянутих елементів у циклі масообміну, що відбувалися протягом геологічної історії в біосфері, були різні. Натрій надходив у результаті процесів мобілізації і вилужування із гранітного шару кори континентів, хлор - завдяки процесам дегазації мантії і виносу вулканічних газів.

Екологічні проблеми сучасності і біогеохімія

Хід подій поставив людство в другій половині XX в. перед проблемою, з якої воно ніколи раніше не зіштовхувалося. Виробнича діяльність досягла такого рівня, що стала позначатися на геохімічному стані навколишнього середовища. Забруднення атмосфери, природних вод, ґрунтового покриву і рослинності виробничими та побутовими відходами стало відчутним фактором впливу на глобальну систему біосфери. Згубні події відбуваються на окремих територіях, де забруднення навколишнього середовища створює загрозу для здоров'я не тільки існуючого населення, але і майбутніх поколінь. З цієї причини проблему забруднення навколишнього середовища треба розглядати з позицій біогеохімії. Залежно від особливостей циклів масообміну забруднюючий компонент може поширюватися на всю біосферу, на більш-менш значну територію або мати локальний характер. Однією із проблем, що мають глобальне значення, є передбачуване зростання вмісту вуглекислого газу в атмосфері в зв'язку з промисловим виробництвом.

Підстави для занепокоєння є. З винаходом парової машини як паливо стали широко використовувати кам'яне вугілля; з появою двигунів внутрішнього згоряння - нафту та її похідні. Таким чином, використання природних сполук карбону відбувається в настільки значній кількості, що це можна порівнювати з великим природним процесом. Всі види мінерального палива, згораючи, перетворюються на вуглекислий газ. Виникає питання: яка його подальша доля?

Спостереження за концентрацією СО₂ в атмосфері показали, що його маса в атмосфері за останні роки зростає на 2,2∙10⁹ т/рік. Сумарне надходження в атмосферу карбону в складі вуглекислого газу з індустріальних джерел в наш час оцінюється в 5∙10⁹ т/рік. Ця кількість приблизно в 15 разів менше, ніж асиміляція вуглецю при фотосинтезі рослинності Світовий суши.

При спалюванні дров, лісових пожежах в атмосферу виділяється ще 4,8∙10⁹ т СО₂ в рік, але половина цієї маси знову захоплюється рослинністю.

Ріст концентрації СО₂ сам по собі небезпеки не представляє, але підвищення вмісту молекул СO₂ може викликати підвищення температури повітря завдяки "парниковому ефекту" , що може мати катастрофічні наслідки.

Серед багатьох наслідків господарської діяльності людського суспільства особливо важливе значення має процес прогресуючого нагромадження металів в навколишньому середовищі. Особлива біогеохімічна обстановка склалася у великих містах і центрах промисловості. Атмосфера міст, насичена газами і техногенними аерозолями, до того ж сильно забруднена важкими металами, в першу чергу плюмбумом від викидів двигунів автомобілів. В промислових і побутових відходах міст акумулюються різноманітні хімічні елементи і сполуки. Встановлено, що в пилу металообробних підприємств міститься висока концентрація легуючих металів і твердих сплавів (вольфраму, молібдену, хрому), в мулі очисних споруджень гальванічних цехів накопичуються кадмій, вісмут, аргентум, станум. В побутовому смітті підвищена концентрація дуже багатьох елементів. Щорічно з відходами міст надходить на смітники така кількість важких металів, що порівнюється з продукцією гірничорудних підприємств. Зростаючі маси відходів впливають на підвищення рівня концентрації важких металів в рослинності і ґрунтовому покриві зони навколо міст. Застосування компостів з побутових відходів для добрива ґрунтів приміських господарств сприяє аномально високій концентрації важких металів і деяких інших елементів у вирощуваних овочах і фруктах.

Поява мислячих організмів і початок їхньої діяльності знаменувало настання якісно новою етапу взаємодії живого з навколишнім середовищем. Господарська діяльність людського суспільства розвивалася з прогресуючою швидкістю і в сучасності досягла рівня природних процесів. При цьому маси елементів, мобілізованих господарською діяльністю людини, перебувають в зовсім інших співвідношеннях, ніж в системі природних масопотоків. Це викликає деформацію природних циклів масообміну і в силу зворотного зв'язку зміну складу навколишнього середовища. Зазначені зміни відбуваються значно швидше, ніж відбуваються процеси генетичної адаптації організмів і видоутворення. В багатьох місцях господарські дії настільки непродумані або недосконалі, що створюють гостру екологічну небезпеку.

В такій ситуації біогеохімія як наука набуває особливої актуальності. Вивчаючи процеси масообміну, що зв'язують у єдине ціле навколишнє середовище і живу речовину на різних рівнях організації біосфери, біогеохімія створює науково-теоретичну базу для встановлення складних закономірностей взаємодії організмів із середовищем у конкретних умовах. Біогеохімією накопичений великий фактичний матеріал і створений науково-методичний апарат, що може бути успішно використаний для створення діюєвої системи контролю за еколого-геохімічним станом навколишнього середовища, а також для розробки науково обґрунтованого прогнозу екологічних наслідків господарських дій і нових технологій.

ВИСНОВОК

Вернадський обґрунтував зовсім новий погляд на феномен життя, як фактор геохімічної організації планети.

Кожен організм є біохімічно індивідуальним, в той же час систематичні групи в подібних еколого-геохімічних умовах мають загальні риси, а далі можна стверджувати, що такі ж загальні риси мають всі організми в їх планетарній сукупності.

Можна констатувати, що в живій речовині переважають компоненти, що активно дегазувалися в процесі формування Землі: вода і гази атмосфери. Разом із цим до складу живої речовини входять всі хімічні елементи, що утримуються в земній корі. Вони присутні в зовсім особливих співвідношеннях, неадекватних співвідношенням в інших зовнішніх оболонках нашої планети. При цьому є подібні риси відносної поширеності атомів хімічних елементів у складі живої речовини, з одного боку, і в складі міжзоряного газу і газової речовини комет з іншої. Відзначена обставина дає підставу розглядати життя як космічне явище.

В сучасності домінуючу частину живої речовини становить біомаса вищих рослин суші, середній склад яких визначає склад всієї живої речовини Землі. Головною рисою живої речовини є її біохімічна динамічність.

Глобальна біокосна система біосфери: у якій газова, рідка і тверда оболонки землі зв'язані циклічними процесами масообміну хімічних елементів. Діяльна основа системи - безперервно діюча жива речовина - захоплює з навколишнього середовища сполуки хімічних елементів, закономірно їх трансформує в інші сполуки і виділяє у навколишнє середовище змінюючи його склад. Отже, життя формує хімічний склад навколишнього середовища, безупинно взаємодіючи з його існуючим складом.

Жива речовина перебуває в стані самовідновлення і з цієї причини повільно, але неминуче змінює склад геохімічно стабільної речовини зовнішніх оболонок Землі. Найбільші зміни відбулися в газовій оболонці. Істотно змінився склад вод суші і Світового океану. Під дією наземних біоценозів, на поверхні суші сформувалася біокосна система педосфери.

В основі всіх життєвих процесів лежить обмін речовин. Тому біогеохімічна взаємодія організмів з навколишнім середовищем відбувається у формі циклічних процесів масообміну - це фактор, регулюючий цикломасообмін і міграцію хімічних елементів.

Функціонування біосфери обумовлене існуванням безлічі циклів масообміну хімічних елементів. Сполучення циклів різних рангів у сукупності обумовлюють глобальну систему обміну хімічних елементів в усій біосфері, між земною корою, Світовим океаном і атмосферою.

Біогеохімічна діяльність живих організмів забезпечується енергією сонця. Найменшою просторовою одиницею біосфери, що має повний комплекс усіх видів міграційних циклів, у межах світової суші є елементарна екосистема (елементарний ландшафт). Організація і динаміка живої речовини суші та океану істотно відрізняються, відповідно істотно розрізняється характер циклів масообміну.

Глобальна система циклічних міграцій хімічних елементів має високу здатність до саморегуляції.

Важлива особливість міграційних циклів у біосфері їх незамкнутість, можливість переходу мас, що мігрують із одного циклу в іншій або часткового виносу і акумулювання в певному природному резервуарі. Сполучення безлічі незамкнутих циклів спричиняє чудову властивість стійкості біосфери: порушення балансу мас одного циклу компенсується за рахунок інших, сполучених з ним.

Незамкнутість циклів забезпечує не тільки саморегулювання біосфери, але і її розвиток.

Відповідно до другого принципу біогеохімії, еволюція органічного світу, розвивалася в напрямку посилення біогенної міграції. Цикли масообміну в усе зростаючому ступені здійснювалися і контролювалися біогеохімічними процесами. Одночасно відбувалося ускладнення таких циклів, спочатку в океані, а потім і на суші.

Поява мислячих організмів і початок їхньої діяльності означала настання якісно нового етапу взаємодії живого з навколишнім середовищем. Господарська діяльність людини досягла рівня природних процесів. При цьому маси елементів, мобілізованих господарською діяльністю, перебувають абсолютно інших співвідношеннях, ніж в системі природних масопотоків. Це викликає деформацію природних циклів і в силу зворотного зв'язку зміни відбуваються швидше, ніж відбуваються процеси генетичної адаптації організмів і видоутворення. Непродумані господарські дії тому створюють екологічну небезпеку.

ЛІТЕРАТУРА

1. Добровольский В.В. Основы биогеохимии: М.: Высшая школа,1998. – 416 с.

2. Химия окружающей среды. – Пер. с англ. /Под ред. А.П. Цыганкова.

– М.: Химия, 1982. – 672 с.

3.Богдановский Г.А. Химическая экология: Учеб. пособие. – М.: Изд-во

МГУ, 1994. –237 с.

4. Беккер А.А., Тамерлан Б.А. Охрана и контроль загрязнения природной

среды: Учеб. пособие. –Л.: Гидрометеоиздат, 1989. – 286.

5. Одум Ю. Основы экологии: М.: Мир, 1975. – 742 с.

6. Кучерявий В.П. Екологія: Львів.: Світ, 2001. – 500 с.

7. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружение:

М.: Наука, 1987. – 420 с.

8. Федорова Г.В Практикум з біогеохімії для екологів. Навчальний посібник.

К.: КТН, 2007. 134 с.