Размещено на http://www.allbest.ru/

Биогеохимические циклы элементов в биосфере

Рассматриваются циклы элементов (углерод, кислород, азот) непрерывно, на протяжении всей геологической истории выделявшихся из вещества Земли в виде газов и формирующих атмосферу Земли. В то же время эти элементы в основном образуют живое вещество биосферы, из них состоят ткани организмов суши и моря. Живое вещество играет ведущую роль в циклической миграции этих элементов в биосфере.

Циклы элементов, поступивших в результате дегазации мантии

Цикл углерода. Резервуары углерода в биосфере. В атмосфере находится 2450•10⁹ т углекислого газа, что соответствует 700•10⁹ т углерода.

В океане углерод присутствует в двух формах (помимо живого вещества): в составе органического вещества (С_орг), растворенного в воде и отчасти находящегося в виде взвешенных дисперсных частиц и в составе взаимосвязанных минеральных ионов карбонатной системы (С_к): НСО₃^-, СО₃^2- и СО₂.

Средняя концентрация растворенного органического вещества в океане оценивается в 1,5 мг/л С_орг., концентрация дисперсного взвешенного органического вещества около 0,02 мг/л. Учитывая объем океана, можно считать, что в нем содержится 2055•10⁹ т растворенного С_орг и 27•10⁹ т взвешенного С_орг, что в сумме составляет 2100•10⁹ т С_орг. Кроме того, в океане находится углерод карбонатной системы: главным образом, в виде НСО₃^-. Средняя концентрация НСО₃^- равна 143 мг/л, общая масса гидрокарбонатов 196000•10⁹ т. В этой массе содержится 38500•10⁹ т С_к.

Общая масса живого вещества суши оценивается в 2500•10⁹ т с.в., предполагают, что в результате деятельности человека она сократилась на 25 % и в настоящее время достигла 1880•10⁹ т с.в., или около 900•10⁹ т С_орг. В биомассе фотосинтетиков океана сосредоточено 1,7•10⁹ т С_орг (данные 1988 г.), в массе консументов океана связано 2,3•10⁹ т С_орг. На суше в педосфере имеется значительное количество неживого органического вещества:

· лесная подстилка с массой 200•10⁹ т;

· торф с массой 500•10⁹ т;

· гумус с массой 2400•10⁹ т.

Во всем неживом органическом веществе суши содержится 1500•10⁹-1600•10⁹ т С_орг.

Обобщив эти данные, можно сказать, что наименьшее количество углерода находится в атмосфере, несколько больше в живом веществе суши, еще больше в неживом органическом веществе педосферы. Значительная часть углерода связана в составе растворенного и взвешенного органического вещества океана. Наибольшая часть углерода содержится в составе гидрокарбонатов океана - в 10 раз больше, чем в живом веществе, атмосфере и педосфере вместе. Приведенные данные, конечно, являются ориентировочными и отражают современный уровень наших знаний.

В земной коре основная форма нахождения углерода - С_к, она на порядок превышает концентрацию С_орг. Главным резервуаром углерода (75 % С_орг и 75 % С_к) служит осадочная оболочка земной коры. Концентрация углерода в осадочных породах на порядок выше, чем в гранитном и базальтовом слоях литосферы. Основная масса С_орг представлена рассеянным органическим веществом. Концентрированные скопления С_орг в виде залежей нефти, каменных углей имеют подчиненное значение: нефть - 0,2•10¹² т, каменный уголь - 6•10¹² т. В сумме их масса на три порядка ниже массы углерода рассеянного органического вещества осадочной оболочки.

Карбонатные и органические соединения земной коры имеют биогенное происхождение. Связующим звеном между ними является СО₂ - материал для фотосинтеза и образования биогенных карбонатов (известковые скелеты организмов). Карбонаты небиогенного происхождения - довольно редкое исключение из общего правила (например вулканические карбонатиты).

В процессе жизнедеятельности организмов происходит определенное фракционирование изотопного состава углерода. Масса углерода состоит из стабильных изотопов ¹²С и ¹³С (¹⁴С радиоактивен и его мало). Соотношение ¹²С и ¹³С в природных объектах варьирует от 88 до 94, в живом веществе составляет около 90,5, в СО₂ атмосферы и гидросферы - 89,5, в карбонатных отложения примерно - 88,6.

В процессе фотосинтеза происходит более быстрое поглощение легкого изотопа и обогащение им органического вещества, особенно под влиянием микробиологических процессов. Карбонаты же обогащаются тяжелым изотопом. Соотношение изотопных форм углерода одинаково в осадочных породах разного возраста на протяжении 3,7 млрд. лет. На протяжении длительного времени происходило закономерное распределение исходного СО₂ между фотосинтезом и образованием карбонатов. При этом более 80 % углерода, поступающего в атмосферу при дегазации мантии, связывалось в карбонатах.

Карбонатообразование и фотосинтез имеют общую направленность на удаление из атмосферы СО₂, непрерывно поступающего из мантии. Возможно, что эти процессы являются частью глобального механизма поддержания невысокой концентрации СО₂ в атмосфере, что имеет важное значение в связи с так называемым “парниковым” эффектом.

Миграция масс углерода в биосфере

Глобальный биогеохимический цикл углерода состоит из двух крупных миграционных потоков более низкого ранга.

Первый биогеохимический поток углерода включает связывание углекислого газа в органическое вещество путем фотосинтеза и новое образование СО₂ при разрушении органического вещества животными и микроорганизмами.

Продуктивность фотосинтетиков суши и океана, т С_орг /год

Этот поток не замкнут, т.к. значительное количество углерода постоянно выводится из цикла в составе «мертвого» органического вещества (гумус почв, органический ил, торф и др.). Только на суше в гумусе почвы за время не более 1000 лет накоплено углерода в 2 раза больше, чем его содержится в атмосфере. Состав стабильных и долгоживущих гумусовых соединений пополняют около 30% массы углерода ежегодно отмирающих органов растений, а полное возобновление гумуса почв в среднем составляет 1•10³ - 1,5•10³ лет.

На суше из соотношения биомассы и продукции следует, что полная замена массы растительности происходит за период около 15 лет. В океане оборот массы фитопланктона происходит за 1-2 сут, а обновление всей биомассы океана - примерно за месяц. В донные осадки уходит не более 0,1•10⁹ т/год органического вещества.

Таким образом, на протяжении года живое вещество биосферы поглощает около 120•10⁹ т С_орг, большая часть которого вновь возвращается в океан и атмосферу.

Второй крупный биогеохимический поток углерода связан с взаимодействием СО₂ атмосферы и природных вод. Между газами тропосферы и поверхностным слоем океана существует подвижное равновесие. Растворимость газов в воде зависит от температуры, давления и количества растворенных солей. В пресной воде растворимость выше, но доля пресных вод в биосфере мала. В морской воде содержится 0,75 мл/л СО₂, образующего угольную кислоту. Общая масса СО₂ в океане 141•10¹² т. Углекислый газ активно растворяется в холодных водах приполярных районов. Массы охлажденной воды погружаются на глубину и в виде мощных холодных течений перемещаются к экватору. Они постепенно нагреваются, теряют плотность и поднимаются. СО₂ освобождается в газообразной форме. В этот цикл растворения - выделения СО₂ вовлекается 100•10⁹ т/год СО₂, или 30•10⁹ т/год углерода.

Определенный вклад в обмен между атмосферой и океаном вносит захват гидрокарбонатов ветром с брызгами и возвращение в океан с осадками. Концентрация СО₂ в осадках над океаном 0,33 мг/л, с осадками за год выпадает 0,136•10⁹ т/год НСО₃, или 0,027•10⁹ т углерода. С осадками на сушу переносится 0,015•10⁹ т НСО₃, или 0,003•10⁹ т углерода.

Средняя концентрация НСО₃^- в осадках над сушей 10 мг/л. В круговороте воды над сушей принимают участие 6,9•10⁹ т НСО₃, или 0,14•10⁹ т углерода.

Из биогеохимического цикла в океане выбывает углерод, связывающийся в составе биогенных карбонатных осадков. Образование карбонатных осаждений в значительной степени обусловлено поступлением ионов Са²⁺ с речным стоком. Вынос Са²⁺ составляет несколько более 0,53•10⁹ т/год. Это количество может обеспечить выход в осадок 1,33•10⁹ т/год СаСО₃, что соответствует выведению 0,16*10⁹ т С. Количество выносимого магния дополнительно связывает еще 68•10⁹ т С в год. В сумме с биогенными карбонатами осаждается около 0,23•10⁹ т С в год.

Важную роль в глобальном массообмене углерода играет водный сток с суши. Поступление НСО₃ с водным стоком с континентов составляет 2,4•10⁹ т/год, или 0,47•10⁹ т/год С. Кроме того, в речной воде растворен углерод органического вещества, концентрация его - 6,9 мг/л, годовой вынос - 0,28•10⁹ т/год. Средняя концентрация углерода органических взвесей - 5 мг/л, вынос - около 0,2•10⁹ т/год. Преобладающая часть этого вещества осаждается в шельфе, дельтах рек. Можно предполагать, что ежегодно с поверхности суши выносится 0,5•10⁹ т/год С_к и близкое количество С_орг.

Образование карбонатов происходит и на суше. Масса карбонатов ежегодно образуется в почвах аридных областей, но она пока не поддается оценке.

Итак, глобальная динамика углерода в биосфере определяется двумя крупными циклами. Первый обеспечивается ассимиляцией СО₂ и разложением воды при фотосинтезе и его последующим разложением с образованием СО₂. Второй цикл обусловлен процессом поглощения-выделения СО₂ природными водами при химическом взаимодействии СО₂ и Н₂О с образованием карбонат - гидрокарбонатной системы. Оба цикла неразрывно связаны с деятельностью живого вещества. Живое вещество, глобальный круговорот воды и карбонат - гидрокарбонатная система регулируют цикл углерода между атмосферой, сушей и океаном.

Оба цикла не замкнуты, часть углерода выводится в форме неживого органического вещества и карбонатов. Единственным источником пополнения его запасов в биосфере служат вулканические газы. В эпохи, когда происходили бурные извержения вулканов, откладывалось особенно много карбонатных пород и рассеянного органического вещества. Живое вещество активно регулировало массообмен углерода между биосферой и литосферой.

Механизм связывания СО₂ живыми организмами поддерживает невысокую концентрацию СО₂ в атмосфере, препятствуя повышению температуры вплоть до испарения Мирового океана. Усиление притока СО₂, по-видимому, всегда сопровождалось общим потеплением климата. Некоторые ученые предполагают, что смена ледниковых и межледниковых периодов в плейстоцене обусловлена колебаниями содержания СО₂ в атмосфере. Распространение материкового льда и сильное сокращение площади лесов способствовали повышению СО₂ и потеплению климата. Вследствие потепления сокращались ледники и распространялись леса. СО₂ вновь изымался живым веществом, связывался, что вело к постепенному похолоданию и появлению очередного материкового оледенения и затем следовало повторение цикла.

Под воздействием человека меняются массы углерода, участвующие в миграции. В результате распахивания земель, строительства городов и дорог, вырубки лесов биомасса растительности суши сократилась примерно на 25 %. Соответственно изменились массы элементов, участвующих в биологическом круговороте, масса связываемого углерода и выделяемого кислорода. Из-за сжигания горючих ископаемых увеличивается выброс СО и СО₂ в атмосферу. Суммарное поступление углерода из техногенных источников оценивается в 5•10⁹ т/год, что может иметь определенные последствия, связанные с потеплением климата биосферы.

Цикл кислорода. Резервуары кислорода в биосфере

Основная масса кислорода на периферии Земли находится в кристаллическом силикатном веществе земной коры. Кислород составляет большую часть (86 %) гидросферы.

Для организмов биосферы исключительно важен свободный кислород, аккумулированный в атмосфере и растворенный в гидросфере. Концентрация О₂ в атмосфере - 21%, количество О₂ равно 1,185•10⁹ т. В 1 л воды растворено от 2 до 8 см³ О₂, в водах океана находится от 3•10⁹ до 10•10⁹ м³ кислорода.

Живое вещество состоит преимущественно из углерода, кислорода и водорода; концентрация кислорода составляет около 70 %.

Миграция масс кислорода в биосфере

В биосфере выделяются два миграционных потока свободного кислорода.

Первый миграционный поток организован живым веществом. В процессе фотосинтеза исходным сырьем для образования О₂ служит вода.

Исходя из продуктивности суши и океана ежегодное выделение О₂ составляет около 300•10⁹ т/год.

Выделение кислорода автотрофными организмами биосферы, т/год О₂

При расчетном выделении О₂ в год указанное количество кислорода в атмосфере (1,185•10⁹ т) может быть удвоено примерно за 4000 лет. Но этого не происходит, т.к. разлагается органическое вещество и при этом поглощается почти весь выделенный кислород.

Связывание одного грамма углерода в органическом веществе сопровождается выделением примерно 2,7 г О₂. В осадочной оболочке Земли содержится около 15•10¹⁵ т С_орг. Этому количеству соответствует 40•10¹⁵ т О₂. В настоящее время в атмосфере содержится 1,185•10¹⁵ т О₂. Следовательно, более 38•10¹⁵ т О₂ израсходовано на процессы окисления.

Второй миграционный поток О₂ связан с обменом в системе тропосфера ? природные воды. В 1 л Н₂О растворено от 2 до 8 см³ О₂. Холодная вода высоких широт поглощает О₂; поступая с океаническими течениями в тропический пояс, она выделяет О₂. Поглощение и выделение О₂ происходит также при смене времен года. В годовой обмен между атмосферой и океаном вовлечены около 0,5% О₂, т.е. 5900•10⁹ т. Это почти в 20 раз больше биогенного продуцирования О₂.

На миграционные потоки кислорода и кислородсодержащих соединений в биосфере оказывают влияние техногенные процессы. Техногенные вещества в природных водах связывают растворенный кислород, создавая зоны с его дефицитом для водных организмов. Вырубка лесов, окисление почвенной органики, опустынивание земель на больших территориях уменьшают продуцирование свободного кислорода. В некоторых регионах при сжигании горючих полезных ископаемых расходуется больше кислорода, чем его образуется за счет фотосинтеза.

Цикл азота. Резервуары азота в биосфере

циклический миграция биосфера кислород

Выделение азота из литосферы шло за счет дегазации мантии, позднее ? при извержении вулканов, выносе гидротерм и газовых струй. В настоящее время поступление из недр составляет около 1•10⁶ т/год. Молекулярный азот ? наиболее устойчивая форма нахождения элемента. По этой причине азот аккумулирован в атмосфере, а не в водах или осадочной оболочке планеты.

В атмосфере содержится 3866000•10⁹ т, часть N₂ растворена в водах океана ? от 115000•10⁹ до 200000•10⁹ т N₂. В океане азот присутствует также в виде растворенных ионов, растворенного или взвешенного органического вещества. Содержание азота в форме растворенных ионов NH₄⁺ , NO₂^-, NO₃^- составляет 685•10⁹ т. В растворенном органическом веществе океана 252•10⁹ т, во взвесях примерно в 10 раз меньше.

Содержание азота в живом веществе суши определяют от 0,6 до 3%. В биомассе суши, до нарушения ее человеком, содержалось 25•10⁹ т азота. Содержание азота в фотосинтетиках океана оценивается от 4,5 до 8%, общее количество азота в них 0,2•10⁹ т. В консументах океана масса азота составляет 0,32•10⁹ т.

В органическом веществе педосферы среднее содержание азота близко к 3-4%, общая масса почвенного органического азота около 110•10⁹ т. Значительно меньше в почвах нитратного азота.

В гранитном слое земной коры концентрация азота 0,002%, общая масса 165•10¹² т. В осадочной оболочке азот фиксирован в органическом веществе. При его концентрации около 2 % масса азота в осадочной оболочке 0,6•10¹⁵ т. Следовательно, в атмосфере в 23 раза, а в осадочной оболочке в 3 раза больше азота, чем в гранитном слое. Значит, поступление азота в биосферу обусловлено не разрушением гранитного слоя, а дегазацией мантии. Итак, главный источник азота ? недра Земли, основной накопитель - тропосфера.

Миграция масс азота в биосфере

Глобальный цикл азота состоит из нескольких взаимосвязанных миграционных потоков. Генеральная направленность цикла азота ? миграция между атмосферой и другими меньшими резервуарами: педосферой, океаном, живым веществом.

Первый миграционный поток азота обусловлен фотохимическими реакциями в атмосфере. Наряду с N₂ в атмосферу поступают NH₃, N₂O, NO, NO₂. Их накопления не происходит из-за фотохимических реакций. В результате фотохимической диссоциации воды есть сильный окислитель ОН^-, который, соединяясь с NO, NO₂, образует азотистую и азотную кислоты, нитриты и нитраты. Аммиак реагирует с оксидами серы, образуя сульфат аммония. Все соли легко вымываются осадками.

По-видимому, первичный цикл азота в абиогенной среде планеты сводился к такой фотохимической трансформации всех газообразных соединений азота (кроме N₂) в окисленные растворимые формы с последующим их вымыванием из атмосферы. Первичные бактерии включились в этот цикл, сегодня в окислении азота основную роль играют бактерии. Переводя азот из одной формы в другую, меняя валентность азота, микроорганизмы получали энергию.

N₂ не доступен для питания растений суши. Некоторые виды бактерий способны активизировать молекулярный азот и связывать его в химические соединения. Этот процесс получил название «фиксация азота». Благодаря деятельности бактерий-азотфиксаторов педосфера содержит азот в формах, доступных для растений (нитратной и аммиачной).

В организмах большая часть азота находится в форме аминогруппы NH₂ или в виде аммония. Микроорганизмы расщепляют молекулу азота, и атомы азота соединяются с атомами водорода с образованием аммиака. Аммиак и ион аммония могут поглощаться корнями растений. Фиксируют азот специализированные группы бактерий Azotobacteracea, в определенных условиях ? цианобактерии. Особенно продуктивны азотфиксирующие клубеньковые бактерии бобовых растений. Почвенные бактерии фиксировали из воздуха до начала хозяйственной деятельности человека от 30-40 до 200•10⁶ т/год. В настоящее время сеянные бобовые растения фиксируют около 20•10⁹ т/год, а промышленная фиксация азота из воздуха превысила 60•10⁶ т/год.

До вмешательства человека фиксируемое бактериями количество азота было равно количеству азота, освобождающегося при разложении отмершего органического вещества и выделяющегося в атмосферу. Этот баланс обеспечивался следующими бактериальными процессами, происходящими в почве:

аммонификация - микробиологическая трансформация азота аминокислот в азот аммония или аммиак, аммиак подвергается следующему процессу трансформации;

нитрификация - преобразования аммиака в нитритный ион одними бактериями, а затем в нитратный ион другими в аэробных условиях;

денитрификация ? в анаэробных условиях нитриты и нитраты восстанавливаются до закиси азота N₂O или молекулярного азота. В итоге молекулярный азот возвращается обратно в атмосферу. Объем денитрифицирующегося азота оценивается от (40-50)•10⁶ до 400•10⁶ т/год.

Масса азота, фиксируемого почвенными бактериями, оценивается в интервале (44-50)•10⁶ до (350-400)•10⁶ т/год. Ранее с ним была сбалансирована продукция денитрификации, в настоящее время при денитрификации образуется в несколько раз меньше закиси азота, чем фиксируется бактериями.

Рассмотренный цикл азотфиксация ? аммонификация ? нитрификация имеет огромное биогенное значение. Часть доступного окисленного азота образуется при электрических разрядах в атмосфере и вымывается с осадками в почвы и воды. Описанный биогеохимический поток азота тесно связан со вторым биогеохимическим потоком. Массы нитратного и аммонийного азота захватываются из педосферы в биологический круговорот, происходящий благодаря деятельности фотосинтезирующих растений и микроорганизмов, разрушающих растительные остатки. При средней концентрации азота в годовом приросте растительности около 2 % в биологический круговорот между почвой и растительностью до вмешательства человека вовлекалось 3,5•10⁹ т/год азота. Большая часть его возвращалась в почву с остатками и включалась в микробиологические процессы. Органические остатки в почве разрушаются, азот переходит в аммоний и нитраты, которые вновь захватываются растениями. Некоторая часть азота захватывается животными и также возвращается в почву.

Биогеохимическая миграция масс азота биосферы, т/год N

Водород ? легкий элемент, вместе с гелием способен уходить из поля тяготения Земли. В свободной форме и в составе химических соединений он активно дегазируется из мантии. Много этого газа выделяется вулканами, а также в результате деятельности водородных бактерий, участвующих в преобразовании органического вещества в анаэробных условиях. Водород образуется при электрохимическом разложении воды и под воздействием продуктов распада радиоактивных элементов. В то же время в атмосфере содержится всего 0,18•10⁹ т Н₂ благодаря диссипации в космос. Скорость диссипации 25•10³ т/год. За время существования Земли потеряно 0,1•10¹⁵ т Н₂ (Заварзин, 1984).

До вмешательства человека в процессе создания массы растительности суши было расщеплено 1,8•10¹² т воды и связано в органическом веществе 0,3•10¹² т водорода.

Миграция масс водорода в биосфере

Накопление О₂ в атмосфере связано с удалением из нее Н₂. Первоначально это был процесс диссипации. В дальнейшем все большее значение начинает приобретать связывание его в составе органического вещества. За год расщепляется при фотосинтезе 200•10⁹ т Н₂О и в органическом веществе связывается 30-35•10⁹ т Н₂.

Живое вещество не только закрепляют водород в биосфере, связывая его в органическом веществе, но и оказывают сильное влияние на фиксацию Н₂ минеральным веществом. В почвенных растворах накапливаются кислые продукты жизнедеятельности. Ион Н⁺ связывается с водой ? Н₃О+. Гидроксоний поглощается в процессе образования глинистых минералов из первичных силикатов.

В процессе круговорота воды в биосфере происходит однонаправленное фракционирование изотопов О₂ и Н₂. Водород представлен двумя изотопами: ¹Н ? протий (99,984%) и ²Н ? дейтерий (0,0156%). Кислород состоит из трех стабильных изотопов: ¹⁶О (99,759%), ¹⁷О (0,0374%) и ¹⁸О (0,203%). Пары воды при испарении обогащаются легкими изотопами, атмосферные осадки, поверхностные и грунтовые воды остаточно обогащаются ими. Разделение усиливается при понижении температуры. Наиболее легкая вода содержится в материковых льдах Арктики и Антарктиды.

Непосредственного участия живого вещества во фракционировании кислорода и водорода не обнаружено. Однако по изотопному составу кислорода в карбонатных скелетах моллюсков реконструируют температуру древних морей.

Биогеохимические циклы элементов, поступившие в результате мобилизации из земной коры

Цикл фосфора. Резервуары фосфора в биосфере. В земной коре около 0,1% фосфора. Минералы фосфора многочисленны - около 200, но из-за низкого кларка элемента они не являются породообразующими.

Во всех природных экосистемах фосфора меньше азота, именно он лимитирует продуктивность растений.

В сухом веществе растительности 0,2% фосфора, в биомассе океана 1,1%. В живом веществе суши содержится 5^.10⁹т этого элемента, в биомассе синтетиков океана (0,03-0,04)^.10⁹т.

Значительная часть фосфора сохраняется в органическом веществе педосферы, в котором его концентрация 0,15%, а масса 4,65^.10⁹т. В минеральном веществе почв количество фосфора пока не оценили.

Огромное количество фосфора растворено в океане, где элемент находится в виде анионов РО₄^3- и НРО₄^2-, концентрация фосфора в морских водах 0,088 мг/л. Масса растворенного неорганического фосфора в океане 15^.10⁹ т. Он входит также в состав мертвого органического вещества. Ориентировочно предполагают, что соотношение С_орг и Р_орг в океане равно 100:1. В связи с дефицитом этот элемент многократно захватывается из природных вод, его соотношение в различных формах весьма динамично, долго удерживается в пищевых цепях.

В осадочных породах содержится 1,311^.10¹⁵т фосфора.

Миграция масс фосфора в биосфере

Для глобального цикла фосфора главное значение имеет миграция в тесно связанных системах биологического круговорота и континентального стока. На суше в биологический круговорот ежегодно вовлекается 350^.10⁶т, а с учетом сельскохозяйственных культур 345^.10⁶т. Фосфор, как и азот, активнее участвует в биологическом круговороте в океане, чем на суше; фотосинтетиками вовлекается 1210^.10⁶т/год.

Поступление фосфора в океан обеспечивается континентальным стоком. В нем фосфор находится в виде комплексных анионов, дисперсного органического вещества и минеральных взвесей. В ионной форме в океан поступает 1^.10⁶т. В дисперсном органическом веществе ? 2^.10⁶т. Количество фосфора во взвесях превышает растворенные формы, масса оценивается в 21^.10⁶т (88%). Ветровой вынос с континентов заметной роли в балансе фосфора не играет.

Выведение масс фосфора в осадки мирового океана - (2-10)^.10⁶ т/год.

Для цикла фосфора характерно отсутствие постоянно действующего геохимического потока, возвращающего этот элемент на континент. Постепенное осаждение в океане выводит его из биосферных циклов. То есть глобальный цикл фосфора из всех элементов наименее замкнут. Единственный природный источник поступления фосфора в миграцию ? выветривающиеся горные породы. Учитывая длительный период его выведения из океана (десятки миллионов лет), можно предполагать, что функционирование глобального цикла фосфора поддерживается тектоническими процессами, перемещающими обогащенные фосфором осадочные породы в зону выветривания.

Человек внес существенные изменения в миграцию фосфора на суше. Фосфорные удобрения, большая часть которых смывается с поверхности почв, являются причиной эвтрофикации озер, мелководий эпиконтинентальных морей. В производстве удобрений используется 14^.10⁶т фосфора в год. Не менее сильное загрязнение природных вод соединениями фосфора происходит с бытовыми и промышленными стоками. Суммарное поступление фосфора из всех техногенных источников 12^.10⁶ т/год.

Размещено на Allbest.ru