Pierwiastki pospolite we wszechświecie: H, He, O, C, N, Ne, Mg, Si, Fe, S, Ar, Al, Co, Na, Ni, Cu, P, Cl, K. Życie występuje w: na powierzchni litosfery, w hydrosferze, w dolnych warstwach atmosfery.

 Które pierwiastki składają się na większość biomasy żywych organizmów? - H, O, C, N, S, P

Pierwiastki niezbędne dla żywych organizmów w postaci dla nich dostępnej to pierw. biogeniczne (biofilne, odżywcze, życiodajne) znajdują się w tym obszarze w skończonej ilości - większość związana w postaci organizmów żywych lub ich szczątków.

Kumulacja w formie trudno dostępnej - życie możliwe dzięki poborowi z innych organizmów i dekompozycji -->powstają cykle krążenia materii w biosferze. Abiotyczne cykle geochemiczne i obieg materii wymuszone przez organizmy przenikają się nawzajem. Biogeochemia - nauka o krążeniu materii w skorupie ziemskiej, hydrosferze, atmosferze, w wyniku jednoczesnego działania sił natury geofizycznej i biologicznej. Krążenie materii na powierzchni Ziemi - bezustannie, trwałoby także bez udziału układów żywych. Krążenie to praca - energia dostarczana przez Słońce (porusza atmosferę, przemieszcza masę wody) oraz gradient temperatury między wnętrzem a powierzchnią Ziemi (powoduje ruch kontynentów, trzęsienia ziemi, działalność wulkanów).

Cykl węgla:

Skład pierwotnej atmosfery: CO₂, CO, CH₄ - brak tlenu. Wówczas dynamika węgla: ekshalacje wulkaniczne i tworzenie węglanów nieorganicznych w połączeniu z Ca i Fe.

Pojawienie się życia -->znaczna część puli węgla w materii org. i węglanach osadzonych przez organizmy; obieg determinowany przez życie w biosferze; zw. węgla silnie wpływają na warunki klimatyczne. Sprzężenie procesów klimatycznych, biologicznych i geochemicznych.

 Ile CO₂ zawiera atmosfera ziemska? 0,03%

Pozostaje on w równowadzie z węglanami i wodorowęglanami rozpuszczonymi w wodzie morskiej, w oceanach 50 razy więcej zw węgla niż atmosfera; wody oceanów zasilane CO₂ z podmorskich wulkanów. Większość węgla - osad nierozpuszczalnych węglanów - ponad 40 000razy więcej węgla niż powietrze. Ocean buforuje zmiany ilości CO₂ - łatwo rozpuszczalny w wodzie lub osadza jako węglan nierozpuszczalny. Szybkość buforowania zależy od mieszania wód oceanicznych, nawet kilkaset lat.

Aktualny nadmiar w atmosferze - spalanie paliw kopalnych. Dla naszej cywilizacji jest to niekorzystne, ale dla ekosystemu biosfery jest to najprawdopodobniej krótkotrwała fluktacja.

Rośliny lądowe - wiążą 75 mld ton węgla rocznie

rośliny oceanów - 40mld ton węgla rocznie

deponowanie w osadach - 1 mld ton rocznie --> prowadzi to w skali czasu geologicznego do utworzenia ogromnych depozytów. Niedomknięty cykl węgla spowodował nagromadzenie paliw kopalnych. Jednak aktualnie człowiek uwalnia 5 razy więcej węgla niż jednocześnie deponuje się w różnych postaciach. W historii Ziemi wielokrotnie bilans dodatni i ujemny.

Zmiana klimatu na globie - wykryta dzięki pomiarom meteorologicznym, długotrwała zmiana warunków nie jest pożądana - każda zmiana klimatu powoduje perturbacje ekonomiczne i społeczne. Niestabilność klimatu nie jest niczym dziwnym - kilkanaście tysięcy lat temu lodowiec, epoki lodowcowe i ocieplenia. Dlugofalowe zmiany klimatyczne zależą od czynników astronomicznych (cykl Milankovica, plamy na Słońcu) i geologicznych (wulkanizm, wędrówki kontynentów). Dane paleoklimatyczne --> zmiany klimatu w całym fanerozoiku. Zbieżność ostatnich zmian klimatu ze zmianami składu atmosfery - niepokojące, ale może możliwe do kontrolowania przez ludzi, skoro przez nich wywołane?

¹⁸O - stabilny izotop będący wskaźnikiem zmian klimatycznych. W czasie parowania wody morskiej frakcjonowanie ¹⁶O i ¹⁸O - wolniej paruje, trudniej się skrapla. W okolicach równika para wodna ulega wielokrotnej destylacji frakcjonowanej, co zmniejsza ilość ¹⁸O. W lodowcach nagromadzenie lżejszej wody, w oceanach więcej ciężkiego izotopu. Im niższa temp globu, tym więcej lodu, tym więcej ciężkiego tlenu w węglanach budujących szkielety organizmów morskich - możliwe sledzenie klimatu w ciągu setek tysięcy lat.

 Co to była "mała epoka lodowa" (i kiedy to było?) Okres XV-XVIII w., zimy w Europie (malarstwo Holenderskie!) były wówczas tak zimne, że Bałtyk był zamarznięty i możliwe było podróżowanie przez taflę lodu.

Aktualnie stała tendencja do wzrostu temperatury, widoczna po wyeliminowaniu wpływu krótkotrwałych fluktuacji i lokalnych zmian itp. Wraz z ociepleniem podniesienie poziomu mórz, topnienie lodowców. Przyczyny - efekt Milankovica, jego wpływ wzmacniany przez sprzężone z nim zjawiska: im zimniej, tym więcej obszarów pokrytych lodem, tym więcej promieniowania odbitego od powierzchni Ziemi, tym mniej energii zatrzymanej. Zmiany orbity Ziemi powinny prowadzić do kolejnego zlodowacenia - stanie się to, ale aktualnie dominacja efektu cieplarnianego.

 Na czym polega efekt cieplarniany i od kiedy występuje na Ziemi? - dodatni bilans energii promieniowania słonecznego spowodowany wzrostem stęż. niektórych gazów w atmosferze; istnieje od kiedy jest atmosfera - wzrost CO_{­2­ ­}powoduje nasilenie.

Atmosfera wybiórczo przepuszcza pewne zakresy widma promieniowania. Ozon pochłania promieniowanie UV - rozproszenie energii w postaci ciepła --> temp w stratosferze rośnie w miarę oddalania od powierzchni Ziemi. Podczerwień pochłaniana tylko w niektórych zakresach. Krótkofalowa przenika atmosferę, długofalowa pochłaniana i zmienia się w ciepło.

Wszystkie ciała wypromieniowują energię cieplną w postaci prom elektromagnetycznego. Bardzo rozgrzane - emitują światło widzialne 1400C - białe, 800C - czerwone, poniżej 400C w zakresie niewidzialnym(podczerwieni). Słońce - 6000C - UV,światło widzialne i bliska podczerwień, maksimum przy długości fali 0,48µm. W temp 15C widmo wyemitowanego promieniowania 5-25 µm, maksimum ok 10.

Ilość pochłoniętej energii i spektrum pochłanianego promieniowania zależą od zawartości kilku składników gazowych - CO₂, metan, tlenki azotu, para wodna.

 Które składniki atmosfery przyczyniają się najbardziej do wystąpienia efektu cieplarnianego? dwutlenek węgla, metan, ale także freony

Wzrost zawartości CO­_2­ widoczny dzięki bezpośrednim pomiarom. Wzrost CO₂ wraz z początkiem epoki przemysłowej, wykładniczo wzrasta tempo spalania paliw kopalnych i postępuje wylesianie. Wyraźny wzrost zawartości CO₂ w pęcherzykach powietrza uwięzionych w lodowcach oraz zmiany proporcji izotopów węgla w datowanych materiałach.

Stabilne izotopy ¹²C i ¹³C przeciętnie w proporcji 98,89:1,11; w materiale biologicznym może się zmieniać, fotosynteza preferuje węgiel "lekki", szczególnie rośliny C3. Rzeczywisty skład izotopowy δ¹³C jest wynikiem nakładania tej wybiórczości na dostępność izotopów w środowisku. C3 δ¹³C = -27; C4 δ¹³C= -13.

Freyer i Belacy - śledzenie zmian δ¹³C w słojach przyrostu sosen i dębów w ciągu ponad 200 lat - wyraźne zubożenie w węgiel ciężki, co oznacza że był łatwiejszy dostęp do ¹²C (albo spadek globalnego tempa produkcji pierwotnej, albo przyspieszenie utlenienia związków węgla pochodzenia organicznego.

 Dlaczego wykres zmian zawartości CO₂ w atmosferze (wg pomiarów obserwatorium Mauna Loa na Hawajach) ma kształt "piły"? - obok stałego wzrostu widać sezonowe osylacje.

Metan - silnie pochłania podczerwień w zakresie niezajętym przez parę wodną i dwutlenek węgla. Stały wzrost jego zawartości w ciągu ostatnich dziesięcioleci, najpierw 1,2%, potem 0,3% na rok - wzrost dwukrotnie wyższy niż CO­­₂.

 Skąd bierze się metan w atmosferze Ziemi? Głównie z organizmów żywych - bakterie środowisk ubogich w tlen tzw metanogeny (bagna, pola ryżowe), rozkładających materię w przewodach pokarmowych roślinożerców (termitów, przeżuwaczy). 1 krowa --> 200 litrów metanu/doba; Szczególnie dużo tam, gdzie duże zagęszczenie ludzi i koncentracja bydła - Indie, Argentyna, Europa, Ameryka Północna;

metan z kopalń węgla, ropy, gazu ziemnego; Metanogeny na wysypiskach śmieci i w oczyszczalniach ścieków.

Sezonowa amplituda metanu zależy od temperatury. Spory udział w produkcji ekosystemów sezonowo podmokłych - tundra. Jego bilans wrażliwy na długofalowe zmiany klimatu, co prowadzi do dodatniego sprzężenia zwrotnego.

Usuwany przez utlenianie w atmosferze, zależne od wolnych rodników OH powstających w reakcji pary wodnej z singletem tlenu uwalnianym podczas rozłożenia ozonu przez promieniowanie UV. Czas trwania cząsteczki metanu w atmosferze 11,4 lat.

Inne gazy cieplarniane o pochodzeniu antropogenicznym: tlenki azotu (N­­₂O) i freony.

Spodziewany efekt użyźniania - przyspieszenie asymilacji ze względu na większą ilość CO2, więcej pobrane przy mniejszym otwarciu szparek, a więc oszczędniejsza gospodarka wodna. Dla roślin C3 oznacza to zwiększenie wydajności fotosyntezy. --> zjawisko zaobserwowane doświadczalnie, ale znikome efekty na dłuższą metę, wzrastający zapas skrobi hamuje reakcję, a więc brak długoterminowych korzyści.

Doświadczalnie: Zmiana stężenia CO2 powoduje zmiany udziału gatunków w biocenozie - C3 dominują nad C4, ale całkowita produktywność bez zmian - czynnikami ograniczającymi nawóz i woda.

Nadmiar CO2 upośledza asymilację azotu atmosferycznego - zaburzenie obiegu. Rośliny przy dużym stężeniu CO2 bujniejsze, ale mają mniej pierwiastków biofilnych --> spadek liczebności owadów roślinożernych. --> zaburzenie łańcucha pokarmowego.

Zaburzenie rytmów biologicznych kwiatów i owadów.

Wydłużenie okresu wegetacyjnego na północy.

Ocieplenie --> zwiększenie parowania i opadów, wskutek przemieszczania pary wodnej susze w rejonach gdzie ich aktualnie nie ma; zaburzenie wzrostu zbóż ozimych; wzrost poziomu mórz i zalanie żyznych obszarów;

Prawdopodobnie spadnie produkcja żywności w krajach III świata, a w krajach rozwiniętych może wzrosnąć; przesunięcie upraw ziemniaka niekorzystne dla krajów aktualnie produkujących duże ilości, ze względu na konieczność podlewania upraw.

Stopnienie wiecznej zmarzliny - zwiększenie zawartości CO2 wskutek uruchomienia ogromnego zapasu materii organicznej.

 Na czym polegają kontrowersje wokół efektu cieplarnianego i bilansu węgla w biosferze?

Spalanie paliw uwalnia do atmosfery 5-6mld ton CO2 rocznie, wycinanie lasów dodaje 1-2mld, ale zmierzony roczny przyrost CO2 wynosi tylko 3-3,5mld ton. Czy biosfera więcej pochłania czy produkuje CO2? Niedocenione lądowe ekosystemy półkuli północnej, pobierają o wiele więcej niż sądzono.

IGBP - International Geosphere-Biosphere Programme: A study of global change - badania

Cykl azotu - pule: atmosfera, martwa materia organiczna w oceanach i nalądzie, rozpuszczone w roztworze glebowym i wodzie morskiej związki mineralne.

Prawie brak azotu w skałach macierzystych. W atmosferze bardzo stabilny N₂ - pula pierwotna. Pochodzi z odgazowania skorupy ziemskiej, ekshalacji wulkanicznych.

Krąży w związkach: NH₄⁺ i NO₃^-. Bardzo szybkie tempo rotacji.

Stosunek C/N w org lądowych: 160, w martwej substancji organicznej 15. Składnik białek.

Może występować na różnych stopniach utlenienia - wykorzystywane w reakcjach redox - ogromny cykl biogeochemiczny.

amonifikacja: uwalniany jako NH₄⁺ ; w ten sposób rocznie w atmosferze przemieszcza się 30x10⁹ ton azotu; amonifikacja podczas rozkładu białka, szereg reakcji deaminacji enzymatycznej aminokwasów; produkt końcowy dla wielu org to mocznik, rozkładany przez ureazę do amoniaku i CO2. Amoniak zwykle dostaje się do roztworu glebowego lub wody morskiej, duże powinowactwo do minerałów ilastych.

Wolny amoniak ulega nitryfikacji (utlenieniu) do azotanu NO₃^- (bakterie chemoautotroficzne w obecności tlenu). Nitryfikacja zachodzi tylko przy wysokim potencjale redox.

Rośliny i wiele mikroorganizmów w warunkach tlenowych - asymilacyjna redukcja azotanów.

Stosunek C/N miarą szybkości dekompozycji.

 Jakie związki azotu mogą pełnić rolę akceptora elektronów w procesach metabolicznych? - NH₄⁺ , NO₂^‑­ -- Nitrococcus, Nitrobacter-->NO₃^-. Inne bakterie: Nitrosomonas

10³- 10⁵ bakterii na gram gleby, w warunkach dużego stężenia amoniaku nawet 10⁸.

 Co to jest denitryfikacja? W warunkach beztlenowych: dysymilacja redukcji azotanów (denitryfikacja) - azotan ostatecznym akceptorem elektornów; proces analogiczny do oddychania tlenem, uwalniane tlenki azotu i wolny azot. Denitryfikacja polega na redukcji azotanów III i V. Wyróżnia się denitryfikację asymilacyjną (bakterie, grzyby, rośliny pobierające azot w postaci azotanowej i redukujące go do grupy aminowej) i dysymilacyjną (bakterie redukujące azotany do wolnego amoniaku lub tlenków azotu, proces przebiega w warunkach beztlenowych.) Denitryfikacja katalizowana przez reduktazy zawierające żelazo i molibden. Bakterie: Bacillus, Spirillum, Moraxella, Thiobacillus denitrificans.

Tlenki mogą być redukowane do aminiaku przez Escherichia, Bacillus, Micrococcus, Vibrio, Clostridum. Etap ten nie uczestniczy w transporcie elektronów przez łańcuch oddechowy, jest to fermentacja. Proces hamowany przez niskie pH i skażenie metalami ciężkimi.

 Jakie procesy abiotyczne powodują wiązanie azotu atmosferycznego Wiązanie N₂ - wyładowania atmosferyczne,

biotyczne: działalność bakterii azotowych (szybciej).

 Na jakim stopniu utlenienia azot występuje jako budulec organizmów żywych? -III (NH₄⁺_, do V NO₃^-)

 Które organizmy żywe mają zdolność wiązania azotu atmosferycznego? Tylko niektóre Prokarya, organizmy bardzo prymitywne; bakterie azotowe: Clostridium, Azotobacter, Rhodospirillium, Rhizobium!, sinice:Anabena, Nostoc.

W skali globalnej 85% azotu wiązane przez bakterie, reszta to przemysł i samochody (cokolwiek to ma oznaczać?)

na lądzie największy udział: uprawy roślin motylkowych, ryżu (Anabena azollae w symbiozie z Azollą) ,ekosystemy trawiaste i lasy. Drzewa: olcha, grochodrzew.

W wodach głównym pochłaniaczem są sinice; Oceany Trichodesmium.

Wiązanie wolnego azotu kosztowne energetycznie 18-24cząst ATP na redukcję 1 cząst N2.

(Tu pod koniec podrozdziału o azocie strona na której jest bardzo dużo liczb, nie przepisuję, bo nie sądzę żeby ktokolwiek to zapamiętał - jesli chcecie możecie doczytać)

Cykl siarki: 1% suchej masy ciała organizmów, w przyrodzie jako złoża siarczków metali, siarka rodzima, siarczany rozpuszczalne w wodach/glebie oraz jako dwutlenek siarki w atmosferze, siarkowodór pochodzenia biologicznego i z ekshalacji wulkanicznych. Obieg dzięki bakteriom - występuje na różnych stopniach utlenienia - H2S (-II), S⁰ (0), SO₄^2- (+VI).

pula siarki w żywej biomasie: 2,5-4,0x10⁹ t, w martwej materii 3,5-6. Siarczany morskie - 1,4x 10¹⁵t., stężenie w wodzie 28mM - w wodzie łatwiej o akceptor elektronów (utleniacz) w postaci siarczanów niż o tlen.

 W jaki sposób autotrofy (bakterie) wykorzystują związki siarki do produkcji biomasy?

Uwalnianie siarkowodoru z materii organicznej, często od razu wiązanego w siarczki metali. Redukcja = desulfuryzacja (bakterie beztlenowe). Utleniaine beztlenowo z wykorzystaniem kwantów światła do siarki rodzimej lub siarczanu (bakterie purpurowe i zielone - Chromatium Chlorobium, Etothiorhodospora - deponują siarkę rodzimą S⁰.).

Tiobakterie (tlenowe) - utlenianie siarkowodoru do siarczanu, są to chemoautotrofy obligatoryjne - Beggiatoa, Thiothrix, Thiovolum, termofilny Archea - Sulfolobus.

Thiobaccilus denitryficans - także denitryfikacja azotu, połączenie dwóch cykli! Produkuje kwas siarkowy wytrzymując pH nawet 0-2.

 Które związki siarki występują w atmosferze w sposób naturalny, a które za sprawą działalności człowieka? Z materii org i żywych roślin wydobywają się także związki organiczne siarki: siarczek karbonylu (COS), siarczek dwumetylowy ((CH₃)₂S = DMS), dwusiarczek węgla CS₂; działalność człowieka: SO₂ (rocznie 150x10⁶ t w postaci utlenionej) Duże znaczenie areozoli siarkowych (naturalne i antropogeniczne --> kwaśne deszcze, mogą kompensować efekt cieplaniany zwiększając albedo atmosfery i zmniejszając sumaryczną ilość promieniowania zabsorbowanego). Na dłuższą metę nie może jednak pomagać w stabilizacji klimatu - do tworzenia kwasu siarkowego z SO₂ potrzebny rodnik OH unieszkodliwiany przez gazy cieplarniane.

Corocznie z lądu ulatnia się w postaci gazów 20x10⁶ t siarki. Łącznie w atmosferze powstaje 80-143 x10⁶t siarki.

Siarczany rozp w wodzie gł źródłem dla roślin, po redukcji użycie grup sulfhydrylowych R-SH do budowy białka (redukcja asymilacyjna). Zwierzęta przyswajają siarkę wyłącznie w postaci zredukowanej (w aminokwasach).

Desulfuryzacja - Desulfovibrio, Desulfomonas, Desuldomaculatum i inne beztlenowce - np na bagnach; czarna barwa beztlenowych osadów - biogeniczny piryt;

siarka rodzima do siarkowodoru (Desulfomonas acetoxidans w symbiozie z zielonymi bakteriami fototroficznymi które regenerują H₂S do S).

Morze: rozpyla areozol siarczanowy, oprócz tego lotny DMS, który szybko utlenia się do SO₄^2-.

Dodatni bilans siarki w oceanie;

Niektóre złoża siarki rodzimej,także prekambryjskie pokłady żelaza i krzemionki mogą mieć pochodzenie organiczne. Nieorganiczne od organicznego odróżniane na podstawie proporcji izotopów - 32S i 34S (tego ok 4%).

 O czym może świadczyć przewaga cięższego izotopu siarki w osadach siarczanów morskich w jakimś okresie? Cięższy dyskryminowany przez ogranizmy żywe i dlatego zwykle go mniej. Bakterie wykorzystujące go jako utleniacz - gdy było ich dużo, deponowały złoża pirytu zubożone w siarkę ciężką; osadzające się jednocześnie przez odparowanie wody morskiej siarczany (gipsy) niebiogeniczne miały go więcej - taka sytuacja w kambrze, ordowiku oraz na przełomie dewonu i karbonu. Karbon i perm - odwrotnie, tu dominowała produkcja na lądach, a nie w oceanie.

Cykl fosforu: Najczęściej jest czynnikiem ograniczającym produktywność. Obieg fosforu zalicza się do tzw typu sedymentacyjnego - brak fazy gazowej. Nagromadzony w minerałach skał i osadach morskich. Zawsze na tym samym stopniu utlenienia - {PO₄^3-). Główne źródła lądowe to apatyty (fosforany wapnia i żelaza) i fluoroapatyty, niewielka frakcja rozpuszczalna dostępna dla roślin. Bardzo mało fosforu w wodzie - tylko kwaśne fosforany łatwo rozpuszczalne; pirofosforany łatwo hydrolizują, nastomiast z jonami wapnia i magnezu przy odczynie obojętnym/zasadowym oraz z glinem i żelazem przy odczynie obojętym/kwaśnym wytrącając się obojętne związki kompleksowe nierozpuszczalne w wodzie. Fosforan żelaza (III) zupełnie nierozpuszczalny, w obecności siarkowodoru Fe może być odebrane i cześć fosforu się rozpuszcza. Wiele bakterii w warunkach beztlenowych uruchamia fosfor redukując z +III do +II.

Nawet dobrze rozpuszczalne związki mają niską stałą dyfuzji - pomoc dla roślin w postaci mikoryzy.

Wysokie tempo obiegu w morzach, mniejsze na lądzie, część puli ucieka z lądu do morza w postaci zawiesiny. Ludzka działalność rolnicza przyspiesza to dwukrotnie. Brak powrotu pierwiastka na lądy!!! jedynie połów ryb i eksploatacja guana pozwala na odzyskanie.

 Jakie jest główne źródło związków fosforu dla organizmów żywych na lądach?^^

Zelazo: znikomy udział w obiegu, wchodzi w skład ważnych enzymów, jego potencjał redox wykorzystywany przez niektóre bakterie. Na lądzie nie jest czynnikiem ograniczającym i trudno mówić o jego krążeniu w zamkniętym cyklu.

 Jakie znaczenie ma żelazo dla produkcji pierwotnej w oceanach? Ogranicza produkcję. Śladowa ilość związków żelaza rozprzestrzeniana w wodach powierzchniowych powodowała dziesięciokrotny wzrost stężenia chlorofilu, a zakwity glonów widoczne były z satelitów.