Мацнєв А.І., Проценко С.Б., Саблій Л.А. Моніторинг та інженерні методи охорони двкілля

Подождите немного. Документ загружается.

6. Рідкоземельні елементи - скандій, ітрій, лантан, лантаноїди та ін.

(всього 13 елементів).

З цих шести груп особливе значення для біосфери мають циклічні хімічні

елементи, які приймають участь у біогеохімічних кругообігах, тобто в обміні

елементами між живою речовиною та неорганічним середовищем.

Розрізняють такі основні типи біогеохімічних кругообігів:

• кругообіг води (у т.ч. С, Н та інших водорозчинених елементів);

• кругообіг елементів переважно в газовій фазі (С, О, N);

• кругообіг елементів переважно в осадовій фазі (Р, S та інші біогенні

елементи).

Перший тип кругообігу включає рух під впливом біологічних та геологіч-

них факторів складної природної речовини, універсального розчинника - во-

ди. Саме цією властивістю води зумовлюється перенесення речовин у біосфе-

рі, в т.ч. обмін речовиною між материками й океанами, між організмами і на-

вколишнім середовищем тощо. В інших типах кругообігу рух здійснюють

прості речовини, що входять у склад різноманітних хімічних сполук. З 1944

року людина почала вводити у біогеохімічний кругообіг радіоактивні еле-

менти.

Завдяки наявності в атмосфері та гідросфері великого резервного фонду

вуглецю, азоту, кисню, сірки і фосфору кругообіги можуть відносно швидко

саморегулюватися.

Ну добре, нехай Бога немає, але хто ж тоді міняє воду в акваріумі?

З розмови золотих рибок

2.4.4. Кругообіг води

Розглядаючи кругообіг води, слід пам’ятати, що вона виступає в ролі роз-

чинника мінеральних, органічних та газових компонентів, і що всі природні

води, у тому числі й найчистіші з них - дощові, являють собою складні при-

родні фізико-хімічні розчини. Таким чином, оскільки вода присутня в усіх

складових біосфери і відіграє значну роль у живій речовині, в процеси воло-

гообігу залучається широкий спектр хімічних елементів та сполук.

Загальна кількість води на земній кулі вважається величиною постійною і

за різними даними оцінюється в 1.5-2.5 млрд.км

[98]. Сумарні запаси води на

Землі у незв’язаному стані становлять 1386 млн.км

, у тому числі частка Сві-

тового океану - 1338 млн. км

, тобто 96.5 % (О.А.Спенглер, 1980). За даними

американського дослідника Х.Л.Пенмана (1970), якщо воду рівномірно роз-

поділити по земній кулі, то товщина утворених шарів становитиме: для Світо-

вого океану - 2700 м, льодовиків - 100 м, підземних вод - 15 м, поверхневих

прісних вод - 0.4 м, атмосферної вологи - 0.03 м. Незважаючи на відносно ма-

лу частку атмосферної вологи у загальному балансі води на планеті, саме во-

на відіграє основну роль у циркуляції та біогеохімічному кругообігу води.

Схематично кругообіг води можна описати наступним чином (рис.2.5).

Вода надходить в атмосферу в результаті випаровування з водної поверхні під

дією сонячної енергії (підраховано, що за 1 хвилину з поверхні Землі випаро-

вується близько 1 млрд.т води). Вологе повітря підіймається вгору, де водяна

пара конденсується, утворюючи хмари. Завдяки охолодженню атмосфери во-

да повертається на поверхню суші або океану у вигляді різного типу атмо-

сферних опадів (дощ, сніг, град) чи гідрометеорів

(роса, іній, паморозь,

ожеледь). Над Світовим океаном випадає близько 80 % загальної кількості

опадів (90 % вологи, що випаровується з поверхні океану), а над континента-

ми - лише 20 %, тобто кругообіг води відбувається в основному між атмосфе-

рою та океаном (малий кругообіг). Волога, що переноситься повітряними по-

токами і випадає у вигляді атмосферних опадів на сушу (великий кругообіг),

витрачається на інфільтрацію

, випаровування та поверхневий стік, який

зрештою знову повертається в океан.

Опади над океаном

(1270 мм)

Опади над сушею

(800 мм)

Водяна пара

12900 куб.км (0.04%)

Океан

1338 млн.куб.км (96.5%)

Гравітаційні та капілярні підземні води

(солоні) 23.4 млн.куб.км (1.7%)

Підземні води

10.5 млн.куб.км (0.76%)

Стік підземних вод (15 мм)

Болота

11470 куб.км

(0.0008%)

Випаровування

з поверхні суші (485 мм)

Льодовики

24 млн.куб.км (1.74%)

Ювенальні води

(відносно мала

величина)

Вода в живій

речовині 1120 куб.км

(0.0001%)

Озера

176400 куб.км

(0.013%)

Поверхневий стік (300 мм)

Річки

2120 куб.км

(0.002%)

Випаровування

з поверхні океану

(1400 мм)

Антропогенне

посилення

випаровування

Рис.2.5. Кругообіг води (в мм) та кількість вологи в кожному з “резервуарів”

(в км

, в дужках - відсоток від світових запасів) [98]

Випаровування води, тобто процес її переходу з рідкого чи твердого

стану у газоподібний поєднує в собі дві складові - фізичне випаровування з

відкритої водної поверхні (морів, річок, водойм тощо) та транспірацію воло-

Гідрометеори, або “наземні” опади утворюються в результаті нагромадження продуктів кон-

денсації і сублімації на охолоджених поверхнях в результаті їх контакту з теплим повітрям.

Інфільтрація - просочування води з поверхні землі у ґрунт та материнські породи.

ги рослинами. При цьому під транспірацією розуміють фізіологічний процес,

який полягає у всмоктуванні води з ґрунту кореневою системою рослин,

транспортуванні її судинами та видаленні надлишків води в пароподібному

стані з подихами листя в атмосферу. Одна тільки лісова рослинність Землі

щорічно транспірує в атмосферу близько 5·10

т води, що становить до 10 %

загальної величини випаровування з суші.

Пересічно з усієї поверхні Землі випаровується 577 тис.км

води за рік, з

них 505 тис.км

припадає на Світовий океан, а 72 тис. км

- на суходіл (табл.

2.3). Річна сума атмосферних опадів над океаном становить 458 тис.км

, що

на 47 тис.км

менше випаровування з його поверхні. Цей надлишок вологи

переноситься повітряними масами на континенти й острови, формуючи річки,

озера, льодовики та підземні води, що створює умови для розвитку природно-

го середовища та господарської діяльності людини. В середньому за рік із су-

ші в океан повертається 45 тис.км

поверхневого стоку річок та 2 тис.км

під-

земних вод, що дренуються річками після інфільтрації.

Табл.2.3. Світовий водний баланс [98]

Регіон Площа, Опади Випаровування Стік в океан

млн.м

мм тис.км

Земна куля 510 1130 577 1130 577 - -

Світовий океан 3611270 458 1400 505 130 47

Суша 149 800 119 485 72 31547

Слід зазначити, що цей розрахунок є досить наближеним, оскільки рівень

Світового океану за останні 100 років підвищується в середньому на 1.2-1.5

мм на рік за рахунок стікання води із суші без повернення на її поверхню з

опадами. Найбільш ймовірною причиною цього явища є танення материкових

льодовиків, а також підйом підземних вод через свердловини і стікання їх у

Світовий океан. За останніми розрахунками [98], об’єм вод Світового океану

нині щорічно збільшується на 543 км

за рахунок всихання озер суші (7 %),

скорочення запасів підземних вод (18 %) та зменшення потужності покривних

льодовиків (75 %).

Вода є незамінним природним ресурсом. Здійснюючи кругообіг у приро-

ді, вона приймає участь у формуванні поверхні землі, руйнує, розчинює і

транспортує неорганічні речовини і сприяє тим самим відкладенню осадових

порід та утворенню ґрунтів. Вода істотно впливає на формування клімату та

погоди. Маючи високу теплоємність і низьку теплопровідність, вона згладжує

різкі перепади температур. Вода є ресурсом, без якого неможлива господар-

ська діяльність людини. Вона використовується практично в усіх виробничих

процесах, є джерелом дешевої енергії. З водними об’єктами пов’язаний роз-

виток судноплавства, рибництва тощо.

В процесі вологообігу відбувається безперервне утворення прісної води,

від якої залежить життєдіяльність багатьох біологічних форм. Вода, що випа-

дає у вигляді атмосферних опадів, є відносно чистою, проте в результаті спо-

живання численними біологічними формами та внаслідок контакту з неорга-

нічними речовинами вона забруднюється і, зрештою, може ставати взагалі

малопридатною для використання. Сонячна енергія сприяє відновленню цьо-

го життєво важливого компоненту - прісної води, оскільки при випаровуванні

відбувається її очищення від забруднюючих речовин. Саме тому проблема

збереження цілісності гідрологічного циклу займає у захисті навколишньо-

го середовища одне з центральних місць.

Окрім необхідності збереження існуючого гідрологічного циклу в цілому,

в багатьох випадках надзвичайно важливим є підтримання природного круго-

обігу води в межах окремих регіонів. Так, необдумані зміни поверхневого чи

підземного стоку або режиму випаровування води внаслідок гідротехнічного

будівництва, меліорації, урбанізації, видобутку корисних копалин, зведення

лісів тощо можуть мати непередбачувані наслідки.

Рух живих істот усього світу зводиться до безперервної циркуляції гною.

Брати Жюль та Едмонн де Гонкур

2.4.5. Кругообіг вуглецю

Вуглець - один з найважливіших біогенних елементів у природі, його

частка в живій речовині становить близько 18 % ваги. У біосфері вуглець

представлений в таких основних формах:

• в складі вуглекислого газу CO

, який являє собою циркулюючу форму

неорганічного вуглецю;

• у карбонатах біогенного походження (потужні органогенні вапняки);

• в особливій формі органічного вуглецю - каустобіолітах (вугілля, го-

рючі сланці тощо).

В кругообігу вуглецю (рис.2.6) найважливішу роль відіграють його окис

СО та двоокис CO

, введення й виведення яких здійснюється за участю живої

речовини. Це самий інтенсивний з усіх біогеохімічних циклів. Незважаючи на

незначну концентрацію СO

у сучасній атмосфері (0.032 % по об’єму, або

2.3·10

т), власне за рахунок цього компонента зелені рослини в процесі фо-

тосинтезу здійснюють первинне утворення органічної речовини.

У найбільш загальних рисах кругообіг вуглецю в природі можна предста-

вити наступним чином. Рослини поглинають з атмосфери вуглекислий газ

і в процесі фотосинтезу утворюють з нього вуглеводи, які є вихідним ма-

теріалом для формування їх тканин. В організми тварин вуглець надходить

при споживанні рослинної маси (готової органічної речовини). Рослиноїдних

поїдають м’ясоїдні, а тих та інших - хижаки II-го порядку (у т.ч. й людина).

Більша частина CO

в результаті процесів дихання та розкладання залишків

мертвих організмів повертається в атмосферу.

Внаслідок неповної мінералізації біомаси утворюються каустобіоліти.

При взаємодії СO

з різноманітними компонентами гірських порід вуглець

включається до складу мінералів. При руйнуванні та фізико-хімічному вивіт-

рюванні мінералів і гірських порід, особливо карбонатних та збагачених орга-

нічною речовиною, деяка частина СO

повертається в атмосферу. Викиди СО

та СO

при вулканічних виверженнях в процесах кругообігу вуглецю у наш

час істотної ролі не відіграють.

АТМОСФЕРА - 712 (річний приріст - 3)

Довгоживуча

біота - 700

Коротко-

живуча

біота - 130

Ви

ру

бка

лісів - 1-2

110

Продукти

розпаду

54-50

Опад

То

рф

~160

ру

нт

1500

2-5

Викопне паливо

(на

та, в

гілля, газ)

5000-10000

СУША

Поверхневі води:

розчинена неорганічна

речовина - 70

розчинена органічна

речовина - 25

річний приріст - 0.3

92.5

Біота поверхневих

вод - 3

Первинна

продукція

Дихання,

розклад

~38

~40

Детрит

ОКЕАН

Середні та глибокі води:

розчинена неорганічна

речовина - 36700

розчинена органічна

речовина - 975

річний приріст ~2.5

Осадові породи - 20000000

Рис.2.6. Кругообіг вуглецю та його запаси у біосфері (в млрд.т) [98]

Споживання СO

з атмосфери відбувається не тільки внаслідок його аси-

міляції

рослинами в процесі фотосинтезу, але й в результаті розчинення

природними водами (рис.2.7). Найважливішим регулятором вмісту вуглекис-

лого газу в атмосфері є океан. Кількість CO

, розчиненого в океанічних водах,

у 50-100 разів перевищує його вміст в атмосфері. Це зумовлено тим, що роз-

чинність вуглекислого газу у воді набагато вища, ніж інших газів атмосфери,

у тому числі й кисню та азоту, які хімічно не взаємодіють з водою. Так, хоча

парціальний тиск CO

в атмосфері становить лише 0.23, а кисню - 158.8 мм

рт.ст., один літр морської води при температурі 0°С здатний поглинути 50 см

вуглекислого газу і тільки 8 см

кисню.

Слід нагадати, що розчинення газів у рідині - процес оборотний, між над-

ходженням газу з повітря в розчин та з розчину у повітря встановлюється ди-

намічна рівновага, при цьому розчинність газу в рідині прямо пропорційна

його парціальному тиску (закон Генрі). Якщо концентрація вуглекислого газу

Асиміляція - перетворення речовин, що надходять із зовнішнього середовища, у власне тіло ор-

ганізму (в протоплазму його клітин або у відкладені запаси).

в атмосфері підвищиться, то, відповідно до закону Генрі, більша частина цьо-

го надлишку буде поглинута океаном. Якщо ж, навпаки, вміст газу в атмосфе-

рі знизиться, то з океану в атмосферу надійде певна порція цього газу.

Частина молекул

розчиненого у воді

вступає в хімічну

реакцію з водою, утво-

рюючи вугільну кис-

лоту, яка сама зазнає

подальших хімічних та

біохімічних змін. Iони

СО

зв’язуються іо-

нами кальцію у нероз-

чинний вуглекислий

кальцій СаСО

, який

осідає на дно океану і

утворює вапнякові по-

роди. Завдяки цьому

хімічному процесу

протягом мільйонів років відбувається “перекачування” вуглекислого газу з

атмосфери в океан, а з океану - у донні відкладення, вапняк. Протягом всієї

геологічної історії Землі вуглецю відклалося у десять тисяч разів більше, ніж

знаходиться нині в атмосфері.

Біохімічні перетворення вуглекислоти полягають у її споживанні фото-

синтезуючими організмами, які утворюють органічну речовину, що через хар-

чові ланцюги включається до складу біомаси всіх організмів океану. Мертві

організми, або, як їх називають океанологи, детрит (від лат. detritus - стер-

тий), осідають на дно океану, перетворюючись з часом на викопні вугілля та

нафту. Кількість вуглекислого газу, похованого разом з цими копалинами, в

тисячу разів більша, ніж міститься нині в атмосфері, з якої вони в кінцевому

рахунку утворилися.

Описані процеси регулювання концентрації СО

в атмосфері підтриму-

ють глобальну систему у рівноважному стані. Неможливо змінити концен-

трацію вуглецю в жодній з ланок системи без того, щоб не викликати її зміну

в усіх інших ланках, що, зрештою, призведе до утворення нового стану рівно-

ваги. Так, якщо концентрація СО

в атмосфері підвищиться, то значна части-

на вуглекислого газу за законом Генрі буде поглинута морською водою. Від-

повідно зросте його споживання організмами, що призведе до додаткового

поглинання СО

океаном і т.д. Ця хвиля інтенсифікації потоку вуглецю дійде

до самого кінця ланцюга - до збільшення кількості мертвих організмів (детри-

Слід звернути увагу на різку відмінність оцінки запасів вуглецю у природних резервуарах на

цьому та попередньому рисунках. Дані у літературі вельми суперечливі.

Вулкани 10 т

Окислення

органічних

речовин

Океан: СО 10 т

Випадіння

СаСО

10 т

Промислова

діяльність

людини

Розчинення

СаСО

Вапняк 10 т

Нафта та вугілля

Атмосфера:

СО 10 т

Фотосинтез

10 т

Рис.2.7. Гідродинамічна модель обміну СО

між

атмосферою та Світовим океаном на фоні схеми

кругообігу вуглецю

[98]

ту), що випаде на дно океану: рівноважна система реагує на зовнішні зміни

таким чином, щоб послабити вияв цих змін. Проте слід мати на увазі, що

здатність океану своєчасно регулювати концентрацію вуглекислого газу в ат-

мосфері хоча й значна, проте не безмежна, вона визначається найбільш по-

вільним процесом - надходженням газу з верхніх шарів води у глибинні, зану-

ренням і перемішуванням океанських вод.

До виникнення потужної антропогенної складової кругообіг вуглецю у

біосфері був практично бездоганним: більша частина річної первинної про-

дукції розкладалася при диханні автотрофів та гетеротрофів, а вуглекислий

газ, який видихався, майже повністю компенсував кількість CO

, що забира-

лася з атмосфери в процесі фотосинтезу. Протягом мільйонів років в природ-

ному циклі елементу життя - вуглецю існували геохімічні тупики - відкла-

дання його у вигляді вапняку, нафти і вугілля. У ці тупики з атмосфери безпе-

рервно перекачувався й перекачується вуглекислий газ, і зараз в активному

обігу знаходиться тільки сота частина вуглецю. Переважна ж його частка за-

хована у “коморах” природи.

Проте останнім часом внаслідок діяльності людини (знищення лісів,

розорювання цілинних земель, урбанізації, а головне, спалювання горючих

корисних копалин і забруднення океанів) цей природний осцилюючий стаціо-

нарний стан порушується. Все більша кількість захованого вуглецю поверта-

ється у кругообіг у вигляді СО

антропогенного походження внаслідок зго-

рання мінерального палива на різних промислових підприємствах, транспор-

ті, в процесі експлуатації родовищ вуглеводневої сировини тощо. За останні

120 років вміст цього газу в повітрі збільшився на 17 % (у середньому - на

0.14 % за рік, а за останнє десятиріччя це зростання досягло рівня 0.36 % за

рік). Щоправда, більша частина СО

(70 %) поглинається океаном й біосфе-

рою і лише 30 % залишається в атмосфері [72]. Деякі вчені, наприклад М.Бу-

дико, прогнозують подвоєння вмісту вуглекислого газу в атмосфері ще до се-

редини ХХI ст., що спричинить значне (приблизно на 2.5 %) збільшення се-

редньорічної температури на Землі за рахунок парникового ефекту.

Коли домінуючою формою життя на Землі були ціанобактерії,

тоді кисень був їх токсичними відходами.

Ентоні Е. Смарт

2.4.6. Кругообіг кисню

Кисень є головною складовою не тільки живої речовини (70 % маси), але

й косної (47 % ваги літосфери). Він відіграє найважливішу роль у біогеохіміч-

них процесах, що відбуваються у біосфері - споживається при диханні рос-

лин, тварин, людей та при різноманітних окислювальних процесах (горінні,

гнитті органічних залишків тощо). В процесі фотосинтезу вдень листя рослин

виділяє O

і поглинає CO

, а в процесі дихання вночі, навпаки - поглинає O

виділяє CO

, тобто рослини як виробляють, так і споживають кисень.

При певній концентрації кисень стає токсичним для клітин і тканин жи-

вих організмів, однак низька концентрація O

також погіршує умови їх існу-

вання (у високогірних районах повітря розріджене, тут мало кисню, і тому в

них практично немає життя - ці райони відносяться до так званих парабіо-

сферних зон).

Водорозчинений кисень також відіграє надзвичайно важливу роль. Вміст

його у воді зменшується з глибиною, а життєдіяльність водної рослинності

можлива тільки вище рівня компенсації, тобто при додатному балансі “фо-

тосинтез - дихання”. В залежності від географічної широти рівень компенса-

ції у воді океану знаходиться на глибинах від 50 до 100-150 м.

Середня концентрація O

в атмосферному повітрі становить 20.946 % по

об’єму [98], а маса вільного кисню в атмосфері дорівнює лише 0.05 % від за-

гальної його кількості у біосфері. Основні запаси кисню на Землі зосереджені

у карбонатах, оксидах металів та деяких типах органічної речовини.

Кругообіг кисню усклад-

нений його здатністю утворю-

вати численні сполуки, пред-

ставлені в різних формах.

Певною мірою кругообіг кис-

ню нагадує зворотний круго-

обіг вуглекислого газу, оскіль-

ки рух одного елемента відбу-

вається у зворотному напрям-

ку до руху іншого (рис.2.8).

Молекулярний кисень мо-

же утворюватися в результаті

дисоціації (фотолізу) моле-

кул води у верхніх шарах ат-

мосферного повітря під дією

сонячної радіації, та все ж та-

ки цей газ має розглядатися

як переважно біогенний ком-

понент. Кругообіг кисню у

біосфері відбувається в основ-

ному між атмосферою та живими організмами. Процес утворення органічних

сполук та виділення O

під час фотосинтезу є зворотним процесом по відно-

шенню до його споживання гетеротрофами під час дихання, яке супроводжу-

ється руйнуванням органічних сполук, взаємодією кисню з воднем, що від-

щеплюється від субстрату, та утворенням води. Швидкість кругообігу кисню

у біосфері становить близько 2000 років - за цей час весь кисень проходить

через живі організми.

Ð åçåðâóàð Ñ Î ,

àò ì îñô åðà âîäíå ñåðåäîâèù å

↔

Ð åçåðâóàð Î ,

àò ì îñô åðà âîäíå ñåðåäîâèù å

↔

Äèõàííÿ

Ôîòîñèíòåç

Çãîðàííÿ

Ðîçêëàäàííÿ

Çàãèáë³ ò âàðèíè

ò à ðîñëè íè,

â³äõîäè

Çàãèáë³ ò âàðèíè

ò à ðîñëè íè,

â³äõîäè

Ò îðô , âóã³ëëÿ, íàô ò à,

ã³ðñüê³ ïîðîäè, ù î

ì ³ñò ÿò ü âóãëåöü

Êîíñóìåíòè

Ð åäóöåíò è

Ïðîäóöåíòè

Рис.2.8. Кругообіги вуглецю та кисню [2]

Головним джерелом надходження кисню у біосферу є морський фіто-

планктон (мікроскопічні водорості, що живуть у верхніх шарах океану) та

наземна рослинність (переважно тропічні ліси), які щорічно виробляють йо-

го відповідно близько 414 та 53 млрд.т. Загальна кількість вільного кисню,

що накопичився за період існування і діяльності зелених рослин, становить

1.18·10

т [98].

Постійний склад атмосфери зберігається у природі мільйони років і ви-

значається збалансованістю процесів кругообігу речовини й енергії у біосфе-

рі. Проте останнім часом внаслідок посилення техногенного пресу суспіль-

ства на навколишнє природне середовище баланс речовин в атмосфері став

порушуватися. За останнє сторіччя з повітряного басейну людством вилучено

250-270 млрд.т вільного кисню, а замість нього в атмосферу потрапило 350-

400 млрд.т вуглекислого газу.

Головними споживачами кисню є енергетика, транспорт і промислове ви-

робництво. Так, на кожну тонну чавуну, отриману з руди, витрачається при-

близно 150 м

кисню, на виробництво 1 т сірчаної кислоти - 240 м

, аміаку -

500, метилового спирту - 600, ацетилену - 3600 м

. Кисень безповоротно зго-

рає у фабричних та заводських печах, у двигунах автомобілів, кораблів, літа-

ків тощо. Щорічно при згоранні різних видів палива на Землі втрачається по-

над 20 млрд.т кисню. Тільки при перельоті через Атлантику одним літаком

його споживається 70-150 т. Одному автомобілю для пробігу на 300 км по-

трібно стільки ж кисню, скільки споживає одна людина протягом року.

Слід зазначити, що дані різних авторів щодо сучасного споживання кис-

ню людством значно розходяться. Так, деякі вчені вважають, що споживання

кисню при сучасному рівні техніки перевищує 20 % його надходження в ре-

зультаті фотосинтезу рослин [72], за іншими джерелами швидкість утворення

кисню нині становить близько 1.55·10

т/рік, тоді як втрачається його

2.16·10

т/рік, тобто втрати кисню перевищують надходження [98]. Загально-

визнано, що біосфера не відтворює повністю антропогенних втрат кисню,

проте зменшення його вмісту в атмосфері приладами поки що не реєструєть-

ся. Якщо ж додати, що діяльність людини призводить до зникнення лісів,

пригнічення активності морського фітопланктону тощо, то можна зробити не-

втішний висновок щодо майбутнього стану кисневого балансу в атмосфері.

2.4.7. Кругообіг азоту

В атмосферному повітрі азот є головним компонентом - 78.01 % по об’є-

му, або 3.8·10

т [43]. Незважаючи на свою назву (від гр. “

azoé

” -

нежиттє-

вий

що не підтримує життя та горіння

), а також на той факт, що в живій

речовині вагова частка азоту становить лише 0.3 %, він відіграє надзвичайно

важливу роль у житті всіх організмів, оскільки є необхідною складовою біл-

кових утворень, де його частка досягає 15-19 %.

Основним джерелом азоту в біосфері є атмосферне повітря, однак біль-

шість біологічних форм не можуть споживати газоподібний азот - спочатку

він повинен перетворитися на неорганічні або органічні сполуки (сечовину,

білок, нуклеїнову кислоту). Фіксація азоту, тобто перетворення газу N

на

органічні та неорганічні речовини, відбувається внаслідок електричного та

фотохімічного окислення

природним

(блискавки, космічне випромінювання)

чи штучним (виробництво азотних добрив) шляхом, а також завдяки діяль-

ності специфічних азотфіксуючих бактерій, грибів і водоростей, при цьому

останній процес є більш вагомим. У природі існує велике різноманіття азот-

фіксуючих організмів, проте найбільш активними споживачами азоту є сим-

біотичні бактерії, які утворюють особливі бульбочки на коренях рослин роди-

ни бобових (горох, конюшина, боби тощо). Так, на конюшиновому полі пло-

щею 100 м

щорічно перетворюється на нітрати близько 600 кг азоту.

В процесі циклу “продуцент-консумент-редуцент” нітрати стають скла-

довою білків (протеїнів), нуклеїнових кислот та ін. При розкладанні органіч-

них відходів та загиблих організмів азот органічних сполук перетворюється

на аміак, в результаті окислення якого за участю нітрифікуючих бактерій

утворюються спочатку нітрити, а потім - нітрати. Природний цикл азоту (рис.

2.9) завершується процесом денітрифікації - за участю денітрифікуючих

бактерій нітрати відновлюються до газоподібного азоту, який знову поверта-

ється в атмосферу.

Природна біологічна

фіксація в океані (10)

Атмосферна

фіксація (7.6)

Природна біологічна

фіксація на суші (30)

Океан

Підземні води

Болота

Надходження

фіксованого

азоту (0.2)

Денітрифікація

на суші (43 т)

Озера

Фіксація бобовими

культурами (14)

Річки

Денітрифікація

в океані (40)

Промислова

фіксація (30)

Донні відклади

Перехід в осадові

породи (0.2)

Літосфера

Ґрунт

ВСЬОГО:

фіксується - 92 млн.т

денітрифікується - 83 млн.т

Відкладається - 9 млн.т

Атмосфера

Рис.2.9. Кругообіг азоту (в млн.т) [98]