Другим  шляхом міграція вуглецю здійснюється створенням карбонатної системи в різних водоймах, де CO₂ переходить в H₂CO₃, HCO₃^-, CO₃^2-. Потім за допомогою розчиненого у воді кальцію (рідше магнію) відбувається осадження карбонатів CaCO₃ біогенним і абіогенним шляхами. Виникають потужні товщі вапняків. Поряд з цим великим кругообігом вуглецю існує ще ряд малих його кругообігів на поверхні суші і в океані.

     У межах суші, де є рослинність, вуглекислий  газ атмосфери поглинається в  процесі фотосинтезу в денний час. У нічний час частина його виділяється рослинами у зовнішнє середовище. Із загибеллю рослин і тварин на поверхні відбувається окислення органічних речовин з утворенням CO₂. Особливе місце в сучасному кругообігу речовин займає масове спалювання органічних речовин і поступове зростання вмісту вуглекислого газу в атмосфері, пов'язане із зростанням промислового виробництва та транспорту. [3]

     1.2.3 Колообіг кисню

 

     Кисень - найбільш активний газ. У межах  біосфери відбувається швидкий обмін  кисню середовища з живими організмами  або їх залишками після загибелі.

     У складі земної атмосфери кисень займає друге місце після азоту. Панівною формою знаходження кисню в атмосфері  є молекула О₂. Кругообіг кисню в біосфері дуже складний, оскільки він вступає в безліч хімічних сполук мінерального і органічного світів.

     Вільний кисень сучасної земної атмосфери є  побічним продуктом процесу фотосинтезу  зелених рослин та його загальна кількість  відображає баланс між продукуванням  кисню і процесами окислення  і гниття різних речовин. В історії  біосфери Землі настав такий час, коли кількість вільного кисню досягла певного рівня і виявилась збалансованою таким чином, що кількість виробленого кисню стала рівною кількості кисню, що поглинається.[3]

     1.2.4 Колообіг азоту

 

     При гнитті органічних речовин значна частина  азоту, що в них міститься, перетворюється на аміак, який під впливом нитрифікуючих бактерій, окислюється в азотну кислоту рис 1.3). Остання, вступаючи в реакцію з розташованими в грунті карбонатами, наприклад з карбонатом кальцію СаСОз, утворює нітрати: 

2HN0з + СаСОз = Са (NОз)₂ + СО₂ + Н₂0    (1.1) 

 

Рисунок 1.3 Схема біологічного колообігу  азоту

 

     Деяка ж частина азоту завжди виділяється  при гнитті у вільному виді в атмосферу. Вільний азот виділяється також  при горінні органічних речовин, при спалюванні дров, кам'яного вугілля, торфу. Крім того, існують бактерії, котрі при недостатньому доступі повітря можуть віднімати кисень від нітратів, руйнуючи їх із виділенням вільного азоту. Діяльність цих нитрифікуючих бактерій призводить до того, що частина азоту з доступної для зелених рослин форми (нітрати) переходить в недоступну (вільний азот). Таким чином, далеко не весь азот, який входив до складу загиблих рослин, повертається назад до грунту: частина його поступово виділяється у вільному вигляді.

     Постійне  зменшення мінеральних азотних сполук давно мусило б призвести до повного припинення життя на Землі, якби в природі не існували процеси, що відшкодовують втрати азоту. До таких процесів відносяться, перш за все електричні розряди, при яких завжди утворюється деяка кількість оксидів азоту; останні з водою дають азотну кислоту, що перетворюється в грунті в нітрати. Іншим джерелом поповнення азотних сполук грунту є життєдіяльність так званих азотобактерій, здатних засвоювати атмосферний азот. Деякі з цих бактерій поселяються на коренях рослин із сімейства бобових, викликаючи утворення характерних потовщень - «клубеньків», тому вони й одержали назву бульбочкових бактерій. Засвоюючи атмосферний азот, бульбочкові бактерії переробляють його в азотні сполуки, а рослини, у свою чергу, перетворюють їх в білки та інші складні речовини.

     Таким чином, в природі відбувається безперервний кругообіг азоту. Проте, щорічно  з урожаєм з полів збирають найбільш багаті білками частини  рослин, наприклад зерно. Тому в грунт  необхідно вносити добрива, відшкодовують в ній важливіші елементи живлення рослин.[3]

     1.2.5.Колообіг фосфору

 

     Фосфор  входить до складу генів і молекул, що переносять енергію всередину  клітин. У різних мінералах фосфор міститься у вигляді неорганічного фосфат іона PO₄^3-. Фосфати розчиняються у воді, але не летючі. Рослини поглинають PO₄^3- з водного розчину і включають фосфор до складу різних органічних сполук, де він виступає у формі так званого органічного фосфату. По харчових ланцюгах фосфор переходить від рослин до всіх інших організмів екосистеми (рис.1.4). При кожному переході велика ймовірність окислення фосфорвмісних з'єднань в процесі клітинного дихання для отримання організмом енергії. Коли це відбувається, фосфат у складі сечі або її аналога знову надходить у навколишнє середовище, після чого знову може поглинатися рослинами і починати новий цикл. 

Рисунок 1.4 Схема біологічного циклу фосфору

     На  відміну, наприклад, від вуглекислого газу, який, де б він не виділявся  в атмосферу, вільно переноситься в  ній повітряними потоками поки знову не засвоїться рослинами, у фосфору немає газової фази і, отже, немає "вільного повернення" в атмосферу. Потрапляючи у водойми, фосфор насичує, а іноді і перенасичує екосистеми. Зворотного шляху, по суті справи, немає. Щось може повернутися на сушу за допомогою рибоядних птахів, але це дуже невелика частина загальної кількості, що виявляється до того ж поблизу узбережжя. Океанічні відклади фосфату з часом піднімаються над поверхнею води в результаті геологічних процесів, але це відбувається протягом мільйонів років.

     Отже, фосфат і інші мінеральні біогени  грунту циркулюють в екосистемі лише в тому випадку, якщо містять їх "відходи" життєдіяльності відкладаються  в місцях поглинання цього елемента. У природних екосистемах так в основному і відбувається. Коли ж у їх функціонування втручається людина, то порушує природний кругообіг, перевозячи, наприклад, урожай разом з накопиченими з грунту біогенами на великі відстані до споживачів.[3]

     1.2.6 Кругообіг сірки

 

     Сірка є важливим складовим елементом  живої речовини. Велика її частина в живих організмах знаходиться у вигляді органічних сполук. Крім того, сірка входить до складу деяких біологічно активних речовин: вітамінів, а також ряду речовин, які виступають у ролі каталізаторів окислювально-відновних процесів в організмі і активізують деякі ферменти.

Сірка являє собою виключно активний хімічний елемент біосфери і мігрує у різних валентних станах в залежності від  окислювально-відновних умов середовища. Середній вміст сірки в земній корі оцінюється в 0,047%. У природі цей елемент утворює понад 420 мінералів.

     У вивержених породах сірка знаходиться  переважно у вигляді сульфідних мінералів: піриту, пірроніта, халькопіриту, в осадових породах міститься  в глинах у вигляді гіпсів, у  викопних вугіллі - у вигляді домішок сірчаного колчедану і рідше у вигляді сульфатів. Сірка в грунті знаходиться переважно у формі сульфатів; в нафті зустрічаються її органічні сполуки.

     У зв'язку з окисленням сульфідних мінералів  у процесі вивітрювання сірка  у вигляді сульфатіона переноситься природними водами у Світовий океан. Сірка поглинається морськими організмами, які багатші на її неорганічні сполуки, ніж прісноводні та наземні. [3]

     1.3 Кількісне вивчення  біохімічних колообігів

 

     Кількісне вивчення біогеохімічних циклів включає  вивчення швидкостей циркуляції і оцінку наявних запасів. Знання обсягів фондів необхідно для розрахунку можливих навантажень на екосистему.

     Для визначення ж структури і функції  екосистеми важливіше оцінити швидкості  обміну або переносу речовин, ніж  кількість речовин, що знаходяться в даний час в даному місці. Дійсно, низький вміст доступного речовини може означати, що система або виснажена, або її метаболізм дуже інтенсивний; зрозуміти ситуацію, оцінити продуктивність системи можна тільки в тому випадку, якщо виміряти швидкість потоку елемента. Для високопродуктивних систем і для підтримки високого рівня продукції органічних речовин швидкість міграції важливіше, ніж концентрація елемента. Дуже важливий для практики висновок, що з багатьох інтенсивних досліджень кругообігів біогенних елементів, полягає в тому, що надлишок добрив може виявитися настільки ж невигідним для людини, як і їх недолік і, якщо в систему вноситься більше речовин, ніж можуть використовувати активні в даний момент організми , надлишок швидко зв'язується грунтом і відкладеннями або зникає в результаті вилуговування, стаючи недоступним саме в той період, коли зростання організмів найбільш бажаний. Більш того, нерозумні субсидії можуть обернутися джерелом стресу.

     Для порівняння швидкостей обміну між різними компонентами екосистеми вводять поняття обороту. Якщо говорити про обмін після встановлення рівноваги, то швидкість обороту - це та частина загальної кількості даної речовини в даному компоненті системи, яка вивільняється (або поглинається) за певний час, а час обороту являє собою зворотну величину, тобто час, необхідний для повної зміни всього кількості цієї речовини в даному компоненті екосистеми. Наприклад, якщо в компоненті міститься 1000 од. речовини і о 1 годині надходить або убуває 10 од., то швидкість обороту дорівнює 10/1000, або 0,01, тобто 1% на годину. Час обороту дорівнюватиме 1000/10, або 100 годин.

     Кількісні характеристики біогеохімічних циклів вивчені ще недостатньо, особливо у  великих системах. В останні 30 - 40 років з удосконаленням різноманітних, використовуваних в екології сучасних методів, в тому числі методу радіоактивних індикаторів, мас-спектрометрії, автоматичного спостереження і дистанційних вимірювань, з'явилася можливість вимірювати швидкості циркуляції в досить великих екосистемах (озеро, ліс) і приступити до найважливішою завданню - отримати кількісну оцінку біогеохімічних кругообігів у глобальному масштабі.

     Застосування  радіонуклідів в якості індикаторів, або "міток" дало величезний поштовх  цим дослідженням. У експерименті в екосистему або в окремі організми вводять ізотоп у вкрай малих кількостях в порівнянні з вже наявними в системі кількостями нерадіоактивного елемента, так що в системі не відбувається ніяких порушень ні за рахунок радіоактивності, ні за рахунок зміни концентрації. Все, що відбувається з міткою (навіть найменші кількості якої виявляються завдяки її помітного випромінювання), відображає те, що зазвичай відбувається в системі з цікавлять нас елементом. Використання радіонуклідів також відкрило можливість аналізу різних частин екосистеми за допомогою складання блокових схем і розробки та "настроювання" вдосконалених математичних моделей. [4]

 

2 ГЕОХІМІЧНИЙ КОЛООБІГ КАРБОНУ

     2.1 Знаходження та  поширення Карбону  в природі

 

     Карбон (лат. Carboneum, C) — хімічний елемент IV групи періодичної системи Менделєєва.

     Вуглець відомий із глибокої давнини. Деревне вугілля служило для відновлення металів із руд, алмаз — як дорогоцінний камінь. Значно пізніше почав застосовуватися графіт для виготовлення тиглів та олівців.

У 1778 p. K. Шеєле, нагріваючи графіт із селітрою, виявив, що при цьому, як і при  нагріванні вугілля із селітрою, виділяється  вуглекислий газ. Хімічний склад  алмаза був встановлений у результаті дослідів А. Лавуазьє (1772) із ви­вчення  горіння алмаза на повітрі й у результаті досліджень С. Теннанта (1797), який довів, що однакові кількості алмаза й вугілля дають при окисненні рівні кількості вуглекислого газу. Карбон як хімічний елемент був виз­наний тільки в 1789 р. А. Лавуазьє. Латинську назву carboneim Карбон отри­мав від carbo — вугілля.

     Середній  вміст Карбону в земній корі складає 2,3 • 10-2 % за масою. Карбон накопичується  у верхній частині земної кори (біосфері): у живій речовині 18 % Карбону, у деревині — 50 %, у кам'яному вугіллі  — 80 %, у нафті — 85 % в антрациті — 96 %. Значна частина Карбону літосфери зосереджена у вапняках і доломітах.

     Число власних мінералів Карбону — 112, винятково велике число органічних сполук Карбону — вуглеводні й їхні похідні.

З накопиченням Карбону в земній корі пов'язані нагромадження і багатьох інших елементів, що сорбуються органічною речовиною й осаджуються у вигляді нерозчинних карбонатів і т. ін.