БІОГЕННИЙ КРУГООБІГ РЕЧОВИН І ХІМІЧНИХ ЕЛЕМЕНТІВ В БІОСФЕРІ

Кругообіг речовин — це їх багаторазова участь у процесах, які відбуваються в біосферних шарах атмосфери, гідросфери і літосфери. Тобто повний кругообіг здійснюють не речовини, а певні елементи, а тому слід розглянути їх кругообіг.

Як відомо, атоми різних елементів нерівномірно представлені у вулканічних породах, морській воді, органічній матерії. Перші з них — вулканічні породи — виступають як джерело атомів, з яких органічний світ творить свою матерію. Материнська порода, гідросфера, атмосфера і світ організмів пов'язані між собою міграцією атомів, яка може відбуватися циклічно або ациклічно.

Як відомо, основою динамічної рівноваги і стійкості біосфери є кругообіг речовин і перетворення енергії, які складаються з багатьох процесів. Причому окремі циклічні процеси являють собою послідовний ряд змін речовини, що відповідає тимчасовому стану рівноваги. Добре відомі глобальні процеси кругообігу води, кисню, вуглецю, азоту, фосфору, мікроелементів. Процеси руху хімічних елементів, які відбуваються за участю живої речовини, називаються біохімічними циклами.

Цілорічно біохімічні цикли приводять у рух близько 480 млрд т речовини, виключно біофільних елементів — вуглецю, азоту, кисню, водню та ін. Внаслідок фотосинтезу біосфера має величезний енергетичний потенціал. У масштабі біосфери біохімічні цикли замкнуті, крім циклу О₂, який відсутній після області розсіювання.

Характерна особливість "великого" геологічного кругообігу речовини — це його переважно горизонтальний напрям. Він відбувається між сушею і морем. Біологічний кругообіг має переважно вертикальний напрям міграції і відбувається між рослинами і ґрунтом.

Міграція речовин у хімічному кругообізі визначається двома тісно пов'язаними і взаємозумовленими процесами, які протистоять один одному. Це синтез живої речовини зеленими рослинами з елементів неживого середовища за допомогою сонячної енергії та мінералізація органічних решток рослин і тварин, у процесі якої виділяється енергія.

Такий кругообіг відбувається в кожному ландшафті як на суші, так і на морі. Речовини, які рослини добувають з грунту, повітря і води, йдуть на побудову їхніх організмів, потім, мінералізуючись, знову надходять у навколишнє середовище. Однак цей процес не замкнутий. Частина речовин з кожного циклу кругообігу, що надходить у геологічний кругообіг речовин, потрапляє в море, а там, відклавшись на дні, може бути на довгий час вилученою з біологічного кругообігу. Кожний наступний цикл включає нові речовини, тому він не подібний до попереднього.

Кругообіг води

Кругообіг води, або гідрологічний цикл, має основні риси кругообігу хімічних елементів, він також збалансований у масштабах усієї земної кулі і приводиться в рух енергією.

На рис. 7.20 наведено обсяг окремих частин гідросфери Землі та зв'язаної води земної кори. Слід відзначити, що понад 90% наявної на Землі води перебуває в гірських породах, які утворюють земну кору, і у відкладах на поверхні Землі. Ця вода вступає в гідрологічний цикл, який відбувається в біогеоценозах дуже рідко: лише в момент вулканічних викидів. Тому цю воду можна не брати до уваги, коли мова йде про переміщення води поблизу поверхні Землі.

Переміщення води з місця на місце в масштабах планети відбувається головним чином між океаном і сушею. При цьому змінюється її агрегатний стан (перетворення рідкої фази в тверду, пароподібну, і навпаки), що дає змогу підтримувати рівновагу між сумарним випаровуванням і випаданням опадів на планеті. Підраховано, що з поверхні Землі лише за 1 хв випаровується близько 1 млрд т води і стільки ж випадає назад у вигляді опадів. Відзначимо, що понад 86% вологи надходить в атмосферу за рахунок випаровування із поверхні Світового океану і менше 14% — за рахунок випаровування із суші.

Опади, які випадають на поверхню суші, перевищують випаровування і транспірацію в наземних місцезростаннях. Відповідно кількість опадів, які випадають на поверхню океанів, менша тієї кількості води, яка випаровується з їхньої поверхні. Більша частина водяних парів, перенесених вітрами із океанів на сушу, конденсується над гірськими районами і в тих місцях, де

швидке нагрівання і охолодження суші створює вертикальні потоки повітря. Чистий потік атмосферних водяних парів від океанів до суші утворюється водою, яка стікає із суші у басейн океанів.

Виходячи з екологічних позицій, слід звернути особливу увагу на роль транспірації в гідрологічному циклі. Відомо, що первинна продукція

наземних місцезростань становить приблизно 1,1*10¹⁷г сухої речовини на рік, а на кожний грам продукції транспірується приблизно 500 г води. Отже, наземна рослинність транспірує щорічно 55*10¹⁸г води, що майже відповідає загальній евапотранспірації із суші. На рис.7.21 зображена структура водного режиму екосистеми хвойної тайги.

Для того щоб "запустити" гідрологічний кругообіг, необхідна енергія. Її можна підрахувати, перемноживши енергію, яка потрібна для випаро-вування 1 г води (0,536 ккал), на сумарне річне випаровування із поверхні Землі (378 •10¹⁸г). Одержаний результат (2*10²² ккал) відповідає приблизно 1/5 частині загального надходження сонячної енергії на Землю.

Важливим показником кругообігу води є водообмін. В океанах, на-приклад, він відбувається під впливом течій. Вважають, що для повного водообміну у Світовому океані потрібно приблизно 60 років, Атлантичному — 50, Індійському — 40, а Тихому океані найбільше — 100 років.

Надзвичайно активний водообмін у ріках. Одноразовий обіг води в руслах рік Землі оцінюється приблизно в 1200 км³, а сумарний річний стік - 38800 км³/рік.

Таким чином, обмін руслових стічних вод відбувається кожні 0,031

року, тобто кожні 11 діб, або 32 рази протягом року. Якщо врахувати, що ріки сполучують багато озер і водосховищ, які сповільнюють водообмін, то загальна активність обміну поверхневих вод суші буде становити 7 років.

Життя на Землі підтримується не лише за рахунок води, що знахо-диться у рідкомі стані, але й тієї, що сконцентрована у вигляді атмосферної пари. Вода, яка міститься в повітрі у вигляді пари, відповідає в середньому шару завтовшки 2,5 см, рівномірно розподіленому по всій поверхні Землі. Кількість річних опадів становить в середньому 56 см, що в 25 разів більше тієї кількості вологи, яка міститься в атмосфері. Отже, водяні пари, які постійно знаходяться в атмосфері, — так званий атмосферний фонд, — щорічно здійснюють кругообіг 25 разів. Вміст води в ґрунті, ріках, озерах, і океанах в сотні тисяч разів більший, ніж в атмосфері. Однак вода протікає через обидва ці середовища із однаковою швидкістю, оскільки випаровування дорівнює випаданню опадів. Середня тривалість переносу води у її рідкій фазі поверхнею Землі становить 3650 років, тобто в 100 тис. разів більше, ніж тривалість перенесення її в атмосфері.

Слід пам'ятати, що на основі кругообігу води із розчиненими в ній мінеральними сполуками, а також компонентів атмосфери закономірно виникла жива речовина, а з нею і біохімічний кругообіг. Тому антропогенне вилучення води з природного кругообігу, а воно щорічно зростає, негативно впливає на функціонування живої речовини.

Кругообіг вуглецю

Вуглець входить до складу всіх органічних речовин, а тому його кругообіг найбільш поширений у природі (рис.7.25). Він здійснюється за допомогою трьох груп організмів: продуцентів, консументів, редуцентів. Органічна речовина синтезується зеленими рослинами в процесі фотосинтезу з вуглекислого газу атмосфери, вміст якого дорівнює лише 0,03-0,04%.

Якби вуглекислий газ не поповнювався за рахунок надходження із Землі, то його запаси вичерпалися б за 4-35 років. У найближчі 50-60 років завдяки зростанню спалювання горючих речовин вміст вуглекислого газу в атмосфері подвоїться. Такі швидкі зміни вмісту вуглекислого газу в атмосфері, внаслідок якого відбувається так званий парниковий ефект (нагрівання атмосфери інфрачервоним промінням завдяки вмісту в ній СО₂), може призвести до перегрівання географічної оболонки. Частина СО₂ утворюється при виверженні вулканів і надходить зі збагачених ним водних джерел. Головний споживав СО₂ — фотосинтетичний апарат рослин.

За рік рослини суші і океану засвоюють майже 5 • 10¹⁰ т вуглецю (вбирають, за різними авторами, 1,7—2,0 •10¹¹ СО₂), розкладають 1,3 • 10¹¹ т води, виділяють 1,2 • 10¹¹ т молекулярного кисню і запасають 4*10¹⁷ ккал сонячної енергії у вигляді хімічної енергії продуктів фотосинтезу, що в 100 разів перевищує виробництво енергії всіма електростанціями світу.

Річний кругообіг маси СО₂ на суші визначається як масою складових його ланок біосфери, так і кількістю, яку захоплює кожна ланка (т/рік):

Сумарне захоплення фотосинтезом 60*10⁹

Повернення від дихання (розкладу) 48* 10⁹

Надходження в гумосферу і консервація

в багаторічних фітоценозах 10*10⁹

Захоронення в осадовій товщі літосфери,

включаючи реакцію СО₂ із гірськими породами 1*10⁹

Надходження від спалення палива 4*10⁹

У гідросфері кругообіг СО₂ значно складніший, ніж на суші. Вирішальну роль тут відіграє Світовий океан, який акумулює винесений ріками із суші вуглець у формі карбонатних і органічних сполук. Повернення вуглецю із океану чи суші відбувається з великим дефіцитом, головним чином, повітряними потоками у вигляді СО₂. Наявність вуглекислого газу у гідросфері залежить від надходження кисню у верхні шари як із атмосфери, так із нижчих шарів води. В загальному виразі річний кругообіг маси вуглецю у Світовому океані майже удвічі менший, ніж на суші:

Сумарне захоплення в процесі фотосинтезу 30*10⁹

Повернення у водне середовище від дихання

і розкладу органічної речовини 26* 10⁹

Випадання в донний осад 1.5*10⁹

Надходження із атмосфери від спалювання палива 1*10⁹

Те ж із річним стоком 0.6*10⁹

Перехід у розчинні органічні сполуки 10.9*10⁹

Багато вуглецю вилучається з біологічного кругообігу речовин і по-трапляє в океан переважно у вигляді вуглекислих солей. Ці солі, особливо СаСО₃, витрачаються на побудову панцирів тварин, дуже багато їх і в морській воді. Якщо в атмосфері підвищується вміст СО₂, частина його розчиняється у воді, вступає в реакцію з карбонатом кальцію, утворюючи розчинний у воді бікарбонат кальцію. І навпаки, при зниженні вмісту вуглекислого газу в атмосфері бікарбонати, що завжди містяться у морській воді, перетворюються у карбонати кальцію, які випадають з розчину, використовуються організмами для побудови скелетів або панцирів, осідають на морське дно. Реакція має такий вигляд:

Са (НСОз)₂ = СаСОз + Н₂О + СО₂.

Сумарна кількість вуглекислого газу на планеті становить не менше 2,*' 10¹² т, тоді як вміст його у Світовому океані оцінюється в 1,3* 10¹² т. У літосфері у зв'язаному стані перебуває 2*10¹⁷ т вуглекислого газу. В живій речовині біосфери міститься близько 1,5* 10¹² т (майже стільки, скільки у всій атмосфері). Вуглекислий газ атмосфери і гідросфери обмінюється і обновлюється живими організмами за 300 років (рис.7.27).

Кругообіг азоту

Азот, який є уособленням білкового життя у біосфері, в основному зосе-реджений в атмосфері, де його частина становить близько 78%. Тобто на 1 га поверхні Землі припадає товща повітря з приблизно 80 тис. т азоту. Проте в такому вигляді він недоступний рослинам. У кругообізі сполук азоту надзвичайно велике значення відводиться мікроорганізмам і азотофіксаторам, нітрофіксаторам і денітрофіксаторам. Тільки завдяки їм елементарний азот з повітря надходить до ґрунту (рис. 7.28).

Найбільшу роль, як зазначалося, у цих процесах відіграють бульбочкові бактерії, які тісно співпрацюють з бобовими рослинами. При високиму урожаї цих рослин можна збагатити ґрунт близько 400 кг азоту на 1 га. Якщо навіть урожай цих рослин буде вивезений із поля, значна частина азоту залишиться з корінням у ґрунті.

Кількість азоту, зв'язаного біологічним кругообігом, є неоднаковою в різних екосистемах. Наприклад, на орних землях — 7-28 кг/га за рік, на сінокосах з участю злакових трав і бобових — 73-865, а в лісах —58-594 кг/га за рік. Подібним чином деякі лишайники фіксують азот за допомогою симбіотичних синьо-зелених водоростей.

Відомо, що Ю.Лібіх (1843) сформулював твердження, згідно з яким рослини можуть повністю забезпечувати свої потреби азотом, що надходить у землю разом із атмосферними опадами (27 кг/га). Однак уже через декілька років В.І.Лавес та І.Г.Гільберт, вивчивши баланс азоту в плодоношенні, довели, що додаткове внесення азоту до ґрунту є необхідне, що визнав і сам Ю.Лібіх.

Поява в атмосфері окислів азоту пов'язана із грозовими електричними розрядами. Окисли азоту утворюють з водою азотну і азотисті кислоти:

N₂ +О₂ = 2NО, 2NО+O₂ = 2NО₂, 2NО₂ + Н₂O = НNО₂ + НNО₃.

Ці кислоти разом із атмосферними опадами потрапляють у ґрунт. Кількість азоту, яку він одержує, є дуже різною і залежить передусім від кліматичних умов, зокрема, кількості і частоти опадів, пори року, темпе-ратури тощо. У помірному кліматі ця кількість становить декілька кіло-грамів на рік, а в тропічному, де спостерігаються часті бурі, його значно більше, але в середньому не більше 10 кг.

В атмосферу азот в певних кількостях потрапляє з ґрунту. Це відбувається з участю мікроорганізмів під час мінералізації органічної матерії, коли в процесі амоніфікації виділяється аміак. Біологічна фіксація молекулярного азоту мікроорганізмами, як тими, що вільно пересуваються, так і симбіонтами (бульбочковими), відбувається в автотрофному і ге-теротрофному блоках біогеоценозів. Для кругообігу азоту необхідним є молібден, який в окремих випадках виступає як лімітуючий фактор. Незважаючи на величезні запаси цього елемента в атмосфері й осадовій оболонці літосфери, у кругообізі бере участь лише фіксований мікро-організмами азот.

До цієї категорії азоту обмінного фонду входять: а) азот річної продукції біомаси; б) азот біологічної фіксації бактеріями й іншими організмами; в) ювенільний (вулканічний) азот; г) атмосферний (фіксований у момент грозового розряду); д) техногенний.

У великий кругообіг весь час надходить частина азоту у вигляді різних сполук, які ріки виносять у моря. Вміст сполук азоту найбільший у районах, де в океан впадають великі ріки, найменший — в центральних частинах океанів. Азотомісткі сполуки використовуються водоростями для синтезу органічних речовин і надходять у кругообіг океану, частина поступово осідає на дно. Отже, винесення азоту з суші не збільшує його концентрації у морській воді.

Межа азоту, зв'язаного в біомасі суші, становить 14020 млн т, а в зольних елементах — 34062 млн т азоту і 2762 млн т зольних елементів. У біомасі Світового океану цих елементів в 1000 разів менше. Однак завдяки багаторазовому відтворенню організмів планктону через них протягом року проходить азоту і зольних елементів більше, ніж на суші: азоту — 2762 млн т, зольних елементів — 12274 млн т.

Якщо розглядати кругообіг азоту в масштабах біосфери, то завдяки саморегулюючим механізмам і зворотному зв'язку він вважається досить досконалим. Частина азоту, який "виробляється" в густозаселених районах, у прісних водах і мілководних морях, виноситься у глибоководні океанічні відклади і залишається там, виключаючись на мільйони років із кругообігу. Ці втрати компенсуються надходженням азоту в повітря з вулканічними газами.

Кругообіг сірки

Геохімічний цикл сірки відзначається різноманітністю процесів, передусім тих, які відбуваються в ґрунті та відкладах, де сконцентрований досить великий резервний фонд, меншою мірою — в атмосфері.

Як відомо, близько 50% сірки потрапляє в атмосферу за рахунок її біологічних перетворень у ґрунті і воді, в яких провідну роль відіграють мікроорганізми. Причому кожний їх вид виконує певну реакцію — окис-лення або відновлення. Вважають, що внаслідок цих мікробіологічних процесів сірка вивітрюється у вигляді сірководню.

Фактична кількість сірководню, яку утворюють природні екосистеми, хоч традиційно і вважається значною, безпосередньо не вимірювалася і розраховувалась приблизно за балансом глобального кругообігу сірки. За розрахунками вона становить 58-110*10⁶ т сірки щорічно. Для кругообігу сірки характерним є те, що в надходженні сірчаних сполук до атмосфери природні екосистеми відіграють більш важливішу роль, ніж антропогенна діяльність.

Для кругообігу атмосферної сірки характерним є окислення сірководню до двоокису сірки, а останнього — до сульфатів. Двоокис сірки може бути окисленим у реакції з ОН і Н₂О. В реакції з ОН утворюється Н₂SОз. Сульфати надходять безпосередньо в атмосферу і разом з частинками морської солі в краплях морської води.

У.Х.Сміт пропонує альтернативну гіпотезу надходження сірки в атмосферу. Вона полягає в тому, що більша частина сірки, вивільненої із ґрунту, завдяки діяльності мікроорганізмів знаходиться у формі органічних сполук, таких, як сірчистий карбоном, диметилсульфід і метилмеркаптан. Виділення органічних газів із різних ґрунтів становить в середньому 72 г сірки/м²рік з коливаннями у межах 0,002-152 г сірки/м²рік. За даними автора, максимальний розрахунковий викид диметилсульфіду (5,5*10¹² г сірки/рік) досить скромний порівняно з антропогенним, який оцінюється приблизно в 65*10¹² г сірки/рік (2% — сульфат, 98% — двоокис сірки).

Водночас надходження диметилсульфіду може становити менше 10% загального біогенного викиду сірки. У північній півкулі, де тривалість надходження сірки в атмосферу становить приблизно 2 дні, антропогенна сірка переважає природні потоки. В даний час надходження субмікронних частинок сірки в тропосферу північної півкулі становить 0,17*10¹²г із природних джерел і 0,23*10¹²г внаслідок антропогенної діяльності.

Кругообіг фосфору

Первинним джерелом фосфору є фосфорні сполуки, які знаходяться в материнській породі. До найважливіших мінералів, які включають фосфор, належать апатити. Внаслідок повільного вивітрювання цих мінералів наступає вивільнення фосфору і утворення в ґрунтах різних фосфорних сполук, які внаслідок ерозійних процесів виносяться водотоками в моря, забезпечуючи розвиток їхнього фітопланктону. Частина фосфору, яка міститься в морській воді, може знову повернутися на сушу у вигляді гуано, наприклад, на побережжі Перу (рис. 7.32).

Ю.Одум (1975) звертає увагу на те, що перенесення фосфору птахами не є таким інтенсивним як було в минулому. На жаль, — зауважує автор, — діяльність людини спричинює посилення втрат фосфору, що знижує досконалість його обігу в біосфері. Виловлення риби повертає щоразу на сушу 600 тис. т елементарного фосфору, що мало б до деякої міри компенсувати його втрати внаслідок виносів у ріки і річки. Однак

постає питання, як компенсувати його щорічний видобуток, який становить 1-2 млн т (більша частина цього фосфору вимивається). Врешті-решт, — застерігає вчений, — нам доведеться серйозно зайнятися поверненням фосфору в кругообіг, якщо ми не хочемо загинути з голоду... Сьогодні ведуться експертизи з орошенням наземної рослинності стічними водами, замість того щоб прямо скидати їх у водні шляхи.

Незважаючи на те що фосфор не відіграє такої важливої ролі у життєдіяльності рослин і тварин, як це характерне для вуглецю чи азоту, його геохімічний цикл включає в себе різноманітні шляхи міграції в земній корі, інтенсивний біологічний кругообіг і міграцію в біосфері.

Основою кругообігу, що відбувається у межах суша-Світовий океан, є винесення фосфатів з річним стоком, взаємодія їх з кальцієм, утворення фосфоритів, поклади яких з часом виходять на поверхню і знову включаються в міграційні процеси.

Домашнє завдання

Самостійно вивчити й законспектувати п’яте питання плану лекції: „Хімічний склад та біохімічні функції живої речовини”.

Список літератури:

1. Дерій С.І., Ілюха В.О. Екологія. – К. Видавництво Українського фітосоціологічного центру, 1998. 196с., іл.

2.Лабораторний та польовий практикум з екології/ І.В.Бейко, В.М.Боголюбов та ін.:Під ред. В.П.Замостяна та Я.П.Дідуха. – Київ:ФІтосоціоцентр,2000. – 216с.:іл..

3.Кучерявий В.П. Екологія. – Львів: Світ, 2000. – 500с.:іл.

4.Чернова Н.М., Былова А.М. Экология: Учеб.пособие для студентов биол. спец.ин-тов. – 2-е издю, перераб. – М.: Просвещение, 1988. – 272с.

Поиск по сайту: