ґрунту. Це відбувається з участю мікроорганізмів під час мінералізації органічної матерії, коли в процесі амоніфікаці виділяється аміак. Біологічна фіксація молекулярного азоту мікроорганізмами, як тими, що вільно пересуваються, так і симбіонтами (бульбашковими), відбувається в автотрофному і гетеротрофному 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 мікроорганізмами 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 (фіксо-ваний 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 централь-них частинах океанів. Азотомісткі сполуки використовуються водорос-тями 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, виносить-ся у глибоководні океанічні відклади і залишається там, виключаючись на мільйони років із кругообігу. Ці втрати компенсуються надходжен-ням 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.
Швидкість надходження сірки в атмосферу Землі
Джерело |
Сірка, 106т/рік
Морські | Наземні |
Всього
Діяльність людини
Сульфати, розчинені в морській воді
Біогенний H2S
Р а з о м |
50
-
90 | -
43
- | 50
43
90
183
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 утво-рюється H2SO3. Сульфати надходять безпосередньо в атмосферу і ра-зом 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 грунту, завдяки діяльності мікроорганізмів знаходиться у формі органіч-них сполук, таких, як сірчистий карбоном, диметилсульфід, диметилсуль-фід і метилмеркаптан. Виділення органічних газів із різних грунтів становить в середньому 72 г сірки/м2 *рік з коливаннями у межах 0,002-152 г сірки/м2 *рік. У таблиці наведені розрахункові дані щодо вики-ду диметилсульфіду та інших летких сполук сірки природними дже-релами, які свідчать про відносно мале надходження безпосередньо від рослин і порівняно більше з грунту. 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).
Надходження диметилсульфіду в атмосферу Землі із природних джерел
Джерело |
Сірка. 1012 г/ рік
Морські водорості |
0.05
Свіже листя |
0,01
Відмираюче листя |
0,53
Ґрунти |
1,5-4,9
Р а з о м |
2,1-5,5
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*1012 г 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 фос-фор, належать апатити. Внаслідок повільного вивітрювання цих мінералів наступає вивільнення фосфору і утворення в ґрунтах різних фосфор-них 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.
Ю.Одум (1975) звертає увагу на те, що перенесення фосфору птаха-ми 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.
Трансформація енергії у біосфері
Живі організми постійно споживають енергію. Джерело енергії Сонце. Живий світ Землі, її біосфера, складаються
