Формы углерода

Fe

Si

Химический состав гранулометрических фракций

Распределение химических элементов по отдельным гранулометрическим фракциям сильно различается (табл. 2.).

Таблица 2.

Валовой состав гранулометрических фракций песчаного подзола

на глубине (2-10 см) в % на прокаленную почву

Размер фракций (мм)	SiO2:Al2O3	SiO2	Al2O3	Fe2O3	MgO	K2O
1-0,25	58,3	96,87	1,66	0,25	0,00	0,48
0,25-0,1	19,9	92,95	4,68	0,39	0,00	1,25
0,1-0,01	11,1	87,66	7,90	1,18	0,00	1,54
0,01-0,001	4,2	74,13	17,58	1,43	0,10	3,41
< 0,001	2,2	61,33	27,42	3,46	0,52	3,56

Наиболее высокое содержание Si отмечается в крупных фракциях, обогащенных кварцем. В более тонких фракциях увеличивается участие полевых шпатов и других первичных минералов. В связи с этим растет содержание алюминия, железа и других элементов.

Различие в валовом химическом составе отдельных горизонтов профиля при однородной почвообразующей породе, используется для суждений о химических преобразованиях породы и дифференциации профиля в процессе почвообразования. Существенные различия в составе горизонтов характерны для почв с элювиально-иллювиально дифференцированным профилем.

Для понимания причин формирования валового химического состава почвы и его изменений по профилю, необходимо учитывать, что содержание отдельных элементов определяется присутствием их в почве в составе разнообразных конкретных минеральных и органических соединений.

Присутствует в породе в виде кварца и в меньшей мере первичных и вторичных силикатов и алюмосиликатов. В ряде случаев может присутствовать аморфный кремнезем (опал, халцедон), генезис которых в почве связан с биогенными или гидрогенными процессами. Валовое содержание колеблется от 40-70% в глинистой почве до 90-98% в песчаных. В ферралитных почвах его содержание может быть много ниже.

Al

Содержание его обусловлено в основном присутствием полевых шпатов и глинистых минералов, а также слюд, эпидотов и других богатых алюминием минералов. Может присутствовать и свободный глинозем в виде бемита, гидраргиллита в аморфной или кристаллической форме. Валовое содержание колеблется от 1-2 до 15-20 %, а в ферраллитных почвах может превысить 40 %.

Присутствует в почвах в составе как первичных, так и вторичных минералов, таких как магнетит, гематит, глауконит, роговая обманка, пироксены, биотит, хлорит, глинистые минералы, минералы группы оксидов железа. Много в почве содержится и аморфных соединений железа. Общее содержание в почве Fe₂O₃ колеблется в очень широких пределах (в %):

0,5-1,0 в кварцево-песчаных почвах

3-5 в почвах на лессах

8-10 в почвах на элювии плотных ферромагнезиальных пород

20-50 в ферраллитных почвах и латеритах тропиков

В почве также наблюдаются часто железистые прослои – ортзанды, образующиеся на капиллярной кайме или на контакте между слоями различного гранулометрического состава.

Согласно С.В. Зонну соединения железа в почве представлены следующими формами:

1. Силикатное железо, входящее в состав кристаллической решетки силикатов

2. Несиликатное (свободное): окристаллизованное (оксиды, гилрооксиды); аморфные соединения (гидрооксиды железа, гумусово-железистые комплексы); подвижные (обменные и водорастворимые).

Са

В бескарбонатных суглинистых почвах составляет 1-3 %. Определяется присутствием глинистых минералов тонкодисперсных фракций, а также гумусом и органическими остатками в связи с чем наблюдается тенденция к биогенному обогащению кальцием верхней органо-аккумулятивной части профиля. В ряде случаев содержание Са повышается в связи с присутствием в крупных фракциях обломков карбонатных пород и первичных кальцийсодержащих минералов (кальцита, гипса, основных плагиоклазов).

В почвах сухостепной и аридной зон повышенное валовое содержание кальция может быть определено образованием и накоплением вторичного кальцита или гипса в процессе почвообразования. Много Са может накопиться в почве гидрогенным путем.

Мg

Валовое содержание обычно близко содержанию Са и обусловлено присутствием глинистых минералов, особенно монтмориллонита, вермикулита, хлорита.

В крупных фракциях магний содержится в обломках доломитов, оливине, роговых обманках, пироксенах. В почвах аридной зоны много магния аккумулируется при засолении почвы в виде хлоридов и сульфатов.

К

Содержание К₂О составляет в почвах 2-3 %. Присутствует К чаще в глинистых минералах тонкодисперсных фракций, особенно в гидрослюдах, а также в слюдах, калиевых полевых шпатах.

Na

Валовое содержание обычно 1-3 %. Присутствует в составе первичных минералов – натрийсодержащих полевых шпатах. В илистой фракции его содержание не превышает 0,5-1 %. В засоленных почвах сухостепных и аридных зон в значительных количествах может присутствовать в виде хлоридов или входит в почвенно-поглощающий комплекс. Дефицита натрия в почве на наблюдается. Присутствие натрия в повышенных количествах в составе подвижных соединений обуславливает наличие у почв неблагоприятных физических и химических свойств. Почвы теряют структуру, становятся водонепроницаемыми.

С, N, Р принадлежат к числу важнейших органогенов. Присутствие их в почве обязано воздействию живого вещества и процессам почвообразования.

С

В почве содержится главным образом в составе гумуса и органических остатков. Много С может находиться в составе карбонатов. Содержание С в почве колеблется от долей % до 3-5 и 10%.

N

Целиком связан в почве с гумусом, составляет 1/10-1/20 часть от содержания С. Содержание его в почве 0,3-0,4, часто 0,1 и меньше. Азот играет чрезвычайно важную роль в плодородии почвы, т.к. жизненно необходим растениям. Для растений он доступен только в форме нитратного и аммонийного ионов. Большинство культурных почв нуждается в систематическом внесении азота.

Р

Присутствует в почвах в очень незначительных количествах. Валовое содержание составляет 0,1-0,2 %. Р жизненно важен для растений. Но в большинстве почвах, особенно песчаных, находится в резком дефиците. В связи с этим необходимо внесение Р в почву. В почве Р присутствует в составе гумуса, органических остатков, в минералах в составе апатита, вивианита.

Биогеохимический цикл кислорода

Он определяет окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные условия растворов. Для него характерна как ионная, так и неионная форма миграции в растворах.

Эволюция геохимических процессов на Земле сопровождается неуклонным увеличением содержания кислорода. В настоящее время количество кислорода в атмосфере составляет 1,2х10¹⁵ тонн. Масштабы продуцирования кислорода зелеными растениями таковы, что это количество могло быть удвоено за 4000 лет. Но этого не происходит, так как в течение года разлагается примерно такое же количество органического вещества, которое образуется в результате фотосинтеза. При этом поглощается почти весь выделившийся кислород. Но благодаря незамкнутости биогеохимического круговорота в связи с тем, что часть органического вещества сохраняется и свободный кислород постепенно накапливается в атмосфере.

Еще один миграционный цикл свободного кислорода связан с массобменом в системе природные воды – тропосфера. В воде океана находится от 3х10⁹ до 10х10⁹ м³ растворенного кислорода. Холодная вода высоких широт поглощает кислород, а, поступая с океаническими течениями в тропики – выделяет его в атмосферу. Поглощение и выделение кислорода происходит и при смене сезонов года, сопровождающихся изменением температуры воды.

Кислород расходуется в громадном количестве окислительных реакций, большинство из которых имеет биохимическую природу. В этих реакциях высвобождается энергия, поглощенная в ходе фотосинтеза. В почвах, илах, водоносных горизонтах развиваются микроорганизмы, использующие кислород для окисления органических соединений. Запасы кислорода на нашей планете огромны. Он входит в состав кристаллических решеток минералов и высвобождается из них живым веществом.

Таким образом, общая схема круговорота кислорода в биосфере складывается из двух ветвей:

· образование свободного кислорода при фотосинтезе;

· поглощение кислорода в окислительных реакциях

Согласно расчетам Дж. Уолкера (1980) выделение кислорода растительностью мировой суши составляет 150х10¹⁵ тонн в год; выделение фотосинтезирующими организмами океана – 120х1015 тонн в год; поглощение в процессах аэробного дыхания – 210х10¹⁵ тонн в год; биологическая нитрификация и другие процессы разложения органического вещества – 70х10¹⁵ тонн в год.

В биогеохимическом круговороте можно выделить потоки кислорода между отдельными компонентами биосферы (рис. 2).

Рис. 2. Схема биогеохимического цикла кислорода

В современных условиях установившиеся в биосфере потоки кислорода нарушаются техногенными миграциями. Многие химические соединения, сбрасываемые промышленными предприятиями в природные воды, связывают растворенный в воде кислород. В атмосферу выбрасывается все большее количество углекислого газа и различных аэрозолей. Загрязнение почв и, особенно, вырубка лесов, а также опустынивание земель на огромных территориях уменьшают производство кислорода растениями суши. Огромное количество атмосферного кислорода расходуется при сжигании топлива. В некоторых промышленно развитых странах кислорода сжигают больше, чем образуется его за счет фотосинтеза.

Биогеохимический цикл водорода

Содержание водорода в земной коре, в отличие от кислорода сравнительно невелико. Большая часть атомов водорода здесь входит в состав воды, нефти, горючих газов, некоторых минералов. Геохимия водорода тесно связана с историей воды и живого вещества. Кларк водорода гидросферы – 2,72, а живого вещества – 10,5.

В земной коре свободный водород неустойчив. Он быстро соединяется с кислородом, образуя воду, а также участвует в других реакциях. Способен улетучиваться в космос (диссипировать). Значительное количество водорода поступает на поверхность Земли при вулканических извержениях.

Организмы закрепляют водород в биосфере планеты, связывая его не только в органическом веществе, но и участвуя в фиксации водорода минеральным веществом почвы. Это становится возможным в результате диссоциации кислотных продуктов метаболизма с высвобождением иона Н⁺. Последний, как правило, образует с молекулой воды посредством водородной связи ион гидроксония (Н₃О⁺). При поглощении иона гидроксония некоторыми силикатами происходит их трансформация в глинистые минералы. Из циклических процессов на поверхности Земли, в которых участвует водород, один из наиболее мощных – круговорот воды: ежегодно через атмосферу проходит более 520 тысяч кубометров влаги. Для создания фитомассы Мировой суши, существовавшей до вмешательства человека, по данным В.В. Добровольского (1998) было расщеплено примерно 1,8х10¹² тонн воды и, соответственно, связано 0,3х10¹² тонн водорода.

В процессе круговорота воды в биосфере происходит разделение изотопов водорода и кислорода. Пары воды при испарении обогащаются легкими изотопами, поэтому атмосферные осадки, поверхностные и грунтовые воды также обогащены легкими изотопами по сравнению с океаническими водами, имеющими устойчивый изотопный состав.

Биогеохимический цикл азота

Азот и его соединения играют в жизни биосферы такую же важную и незаменимую роль, как и углерод. Биофильность азота сравнима с биофильностью углерода. Индекс биогенного обогащения почв по отношению к земной коре, а растений по отношению к почвам составляет для азота 1000 и 10000 соответственно (Ковда, 1985).

Основным резервуаром азота в биосфере также является воздушная оболочка. Около 80% всех запасов азота сосредоточено в атмосфере планеты, что связано с направлением биогеохимических потоков соединений азота, образующихся при денитрификации. Основной формой, в которой содержится азот в атмосфере, является молекулярная – N₂. В качестве несущественной примеси в атмосфере содержатся различные оксидные соединения азота NOx, а также аммиак NH₃. Последний в условиях земной атмосферы наиболее неустойчив и легко окисляется. В то же время, величина окислительно-восстановительного потенциала в атмосфере недостаточна и для устойчивого существования оксидных форм азота, потому его свободная молекулярная форма и является основной.

Первичный азот в атмосфере, вероятно, появился в результате процессов дегазации верхней мантии и из вулканических выделений. Фотохимические реакции в высоких слоях атмосферы приводят к образованию соединений азота и заметному поступлению их на сушу и в океан с атмосферными осадками (3-8 кг/га аммонийного азота в год и 1,5-6 кг/га нитратного). Этот азот также включается в общий биогеохимический поток растворенных соединений, мигрирующих с водными массами, участвует в почвообразовательных процессах и в формировании биомассы растений.

В отличие от углерода, атмосферный азот не может напрямую использоваться высшими растениями. Поэтому ключевую роль в биологическом круговороте азота играют организмы-фиксаторы. Это микроорганизмы нескольких различных групп, обладающие способностью путём прямой фиксации непосредственно извлекать азот из атмосферы и, в конечном счёте, связывать его в почве.

В результате деятельности организмов – фиксаторов азота он связывается в почвах в нитритной форме (соединения на основе NH₃).

Нитритные соединения азота способны мигрировать в водных растворах. При этом они окисляются и преобразуются в нитратные – соли азотной кислоты HNO₃. В этой форме азотные соединения способны эффективно усваиваться высшими растениями и использоваться для синтеза белковых молекул на основе пептидных связей C-N. Далее, по трофическим цепям, азот попадает в организмы животных. В окружающую среду (в водные растворы и в почву) он возвращается в процессах выделительной деятельности животных или разложения органического вещества.

Возврат свободного азота в атмосферу, как и его извлечение, осуществляется в результате микробиологических процессов. Это звено круговорота функционирует благодаря деятельности почвенных бактерий-денитрификаторов, вновь переводящих азот в молекулярную форму.

В литосфере, в составе осадочных отложений, связывается весьма небольшая часть азота по причине, очень хорошей растворимости. Выпадение некоторой доли азота из биологического круговорота также компенсируется вулканическими процессами. Благодаря вулканической деятельности в атмосферу поступают различные газообразные соединения азота, который в условиях географической оболочки Земли неизбежно переходит в свободную молекулярную форму.

Таким образом, основными специфическими чертами круговорота азота в биосфере можно считать следующие:

· преимущественную концентрацию в атмосфере, играющей исключительную роль резервуара, из которой живые организмы черпают запасы необходимого им азота;

· ведущую роль в круговороте азота почв и, в особенности, почвенных микроорганизмов, деятельность которых обеспечивает переход азота в биосфере из одних форм в другие (рис. 3).

Рис.3. Схема биогеохимического цикла азота

Поэтому огромное количество азота в связанном виде содержит биосфера: в органическом веществе почвенного покрова (1,5х10¹¹ т), в биомассе растений (1,1х109 т), в биомассе животных (6,1х10⁷ т). В больших количествах азот содержится и в некоторых биогенных ископаемых (селитры).

Поступление за счет азотных удобрений составляет 30% от общих поступлений азота на сушу и в океан. Особенно велики потери нитратных форм азота, так как он не сорбируется почвой, легко вымывается природными водами, восстанавливается в газообразные формы и до 20-40% его теряется для питания растений. Существенным нарушением цикла азота является и все возрастающее количество отходов животноводства, промышленных отходов и стоков больших городов, поступление в атмосферу аммония и оксидов азота при сжигании топлива.

Геохимический цикл углерода — это комплекс процессов, в ходе которых происходит перенос углерода между различными геохимическими резервуарами. Важнейшую роль в круговороте углерода играли и играют живые организмы. В различных формах углерод присутствует во всех оболочках Земли.

Геохимический цикл углерода имеет несколько особенностей:

• Разные процессы контролировали углеродный цикл на разных промежутках времени.
• Резкие, катастрофические изменения цикла углерода играли ключевую роль в эволюции углеродного цикла в истории Земли.
• Геохимический цикл углерода всегда происходит через атмосферу и гидросферу.

Геохимическая запись углеродного цикла изучена наиболее полно в отношении четвертичного периода, самый недавний и кратчайший геологический период, так как, с одной стороны, история углеродного цикла в нём наиболее полно зафиксирована ледниками Арктики и Антарктики, с другой стороны, в это время происходили значительные изменения углеродного цикла, и они неразрывно связаны с климатическими изменениями.

Углерод присутствует в природе в нескольких основных формах:

• восстановленная форма в виде метана и других углеводородов содержится в мантии, коре, атмо- и гидросфере
• в нейтральном состоянии в виде графита, алмаза и карбида в коре и мантии
• в окисленной форме в виде углекислого газа, карбонатов и примеси в силикатах в мантии, коре и атмо- и гидросфере
• в виде сложных биоорганических соединений углерод сосредоточен в биосфере, почве, и океане.

Перенос углерода между различными геохимическими резервуарами осуществляется через атмосферу и мировой океан. При этом углерод в атмосфере находится в виде углекислого газа и метана.

Дата добавления: 2014-01-04