Pedosfera

Pedosfera je spoljašnji sloj Zemlje, koji se sastoji od zemljišta. Pedosfera se nalazi na granici kontakta i interakcije - atmosfere, litosfere, hidrosfere i biosfere, gde je gustina životnih supstanci maksimalne vrednosti.^[1] Pedosfera je debljine - 1,5 do 2 metra i stara - 350-500 miliona godina.^[1] Pedosfera je jako važna za trgovinu, zemljoradnju, u rudarstvo. Globalne karakteristike zemljišta koje obuhvata pedosfera su: litosfera, hidrosfera, atmosfera i biosfera.

Pedosfera deluje kao posrednik hemijskog i biogeohemijskog toka u i iz ovih sistema i sastoji se od gasovitih, mineralnih, tečnih i bioloških komponenti. Pedosfera se nalazi unutar kritične zone, šireg interfejsa koji uključuje vegetaciju, pedosferu, sisteme vodonosnika podzemnih voda, regolit i konačno završava na nekoj dubini u steni gde biosfera i hidrosfera prestaju da prave značajne promene u hemiji na dubini. Kao deo šireg globalnog sistema, bilo koje određeno okruženje u kome se formira zemljište je pod uticajem isključivo njegovog geografskog položaja na planeti jer se klimatske, geološke, biološke i antropogene promene dešavaju sa promenama geografske dužine i geografske širine.

Pedosfera leži ispod vegetativnog pokrivača biosfere i iznad hidrosfere i litosfere. Proces formiranja zemljišta (pedogeneza) može da počne bez pomoći biologije, ali se značajno ubrzava u prisustvu bioloških reakcija, gde se formira ugljenični sunđer zemljišta.^[2] Formiranje tla počinje hemijskim i/ili fizičkim razlaganjem minerala da bi se formirao početni materijal koji prekriva temeljni supstrat. Biologija to ubrzava lučenjem kiselih jedinjenja koja pomažu u razbijanju kamena. Posebni biološki pioniri su lišajevi, mahovine i semene biljke,^[3] ali se dešavaju mnoge druge neorganske reakcije koje diverzifikuju hemijski sastav ranog sloja tla. Nakon što se akumuliraju proizvodi vremenskog uticaja i raspadanja, koherentno telo tla omogućava migraciju tečnosti vertikalno i bočno kroz profil tla, izazivajući jonsku razmenu između čvrstih, tečnih i gasovitih faza. Kako vreme napreduje, geohemijska masa sloja tla će odstupiti od početnog sastava temeljne stene i evoluirati u hemiju koja odražava tip reakcija koje se dešavaju u tlu.^[4]

Litosfera uredi

Primarni uslovi za razvoj zemljišta su kontrolisani hemijskim sastavom stene na kojoj će se zemljište na kraju formirati. Tipovi stena koji čine osnovu profila tla su često ili sedimentne (karbonatne ili silicijumske), magmatske ili metamagne (metamorfizovane magmatske stene) ili vulkanske i metavulkanske stene. Tip stene i procesi koji dovode do njenog izlaganja na površini kontrolišu se regionalnim geološkim okruženjem specifičnog područja koje se proučava, a koji su centrirani oko osnovne teorije tektonike ploča, naknadnih deformacija, izdizanja, spuštanja i taloženja.

Metamagrmatske i metavulkanske stene čine najveću komponentu kratona i imaju visok sadržaj silicijum dioksida. Magmatske i vulkanske stene su takođe bogate silicijum-dioksidom, ali sa nemetamorfoziranim stenama, vremenske prilike postaju brže i mobilizacija jona je rasprostranjenija. Stene sa visokim sadržajem silicijum dioksida proizvode silicijumsku kiselinu kao proizvod vremenskih uticaja. Postoji nekoliko tipova stena koji dovode do lokalizovanog obogaćivanja nekih od biološki ograničavajućih elemenata kao što su fosfor (P) i azot (N). Fosfatni škriljci (< 15% P₂O₅) i fosforiti (> 15% P₂O₅) se formiraju u anoksičnim dubokim bazenima koji čuvaju organski materijal.^[5] Zeleni kamen (metabazalt), filit i škriljci oslobađaju do 30–50% azotnog bazena.^[6] Debele sukcesije karbonatnih stena često se talože na marginama kratona tokom porasta nivoa mora. Široko rasprostranjeno rastvaranje karbonata i minerala koji isparavaju dovodi do povišenih nivoa Mg²⁺, HCO−
3, Sr²⁺, Na⁺, Cl⁻ i SO2−
4 jona u vodenom rastvoru.^[7]

Eluvijalni proces i rastvaranje minerala uredi

Procesom formiranja zemljišta dominira hemijsko trošenje silikatnih minerala, potpomognuto kiselim proizvodima pionirskih biljaka i organizama, kao i unosom ugljene kiseline iz atmosfere. Ugljena kiselina se proizvodi u atmosferi i slojevima zemljišta reakcijom karbonizacije.^[4]

{\ce {H2O + CO2 <=> H+ + HCO3- H2CO3}}

Ovo je dominantni oblik hemijskog trošenja i pomaže u razgradnji karbonatnih minerala kao što su kalcit i dolomit i silikatnih minerala kao što je feldspat. Razlaganje Na-feldspata, albita, ugljenom kiselinom da bi se formirala kaolinitna glina je kako sledi:^[4]

{\ce {2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O <=> 2 Na+ + 2 HCO3- + 4 H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4}}

Dokaz ove reakcije na terenu bi bio povišen nivo bikarbonata (HCO−
3), jona natrijuma i silicijum dioksida u oticanju vode.

Razgradnja karbonatnih minerala:^[4]^[7]

{\ce {CaCO3 + H2CO3 <=> Ca^2+ + 2 HCO3-}}

{\ce {CaCO3 <=> Ca^2+ + CO3^2-}}

Dalje rastvaranje ugljene kiseline (H₂CO₃) i bikarbonata (HCO−
3) proizvodi gas CO₂. Oksidacija je takođe veliki doprinos razgradnji mnogih silikatnih minerala i formiranju sekundarnih minerala (dijageneza) u ranom profilu zemljišta. Oksidacija olivina (FeMgSiO₄) oslobađa Fe, Mg i Si jone.^[8] Mg je rastvorljiv u vodi i prenosi se u oticaj, dok Fe često reaguje sa kiseonikom da bi istaložio Fe₂O₃ (hematit), oksidovano stanje oksida gvožđa. Sumpor, nusprodukt raspadajućeg organskog materijala, takođe reaguje sa gvožđem da bi se formirao pirit (FeS₂) u redukcionom okruženju. Rastvaranje pirita dovodi do visokog pH nivoa zbog povišenih jona H⁺ i daljeg taloženja Fe₂O₃^[4], što na kraju menja redoks uslove životne sredine.

Biosfera uredi

Unosi iz biosfere mogu početi sa lišajevima i drugim mikroorganizmima koji luče oksalnu kiselinu. Ovi mikroorganizmi, povezani sa zajednicom lišajeva ili nezavisno naseljenim stenama, uključuju brojne plavo-zelene alge, zelene alge, razne gljive i brojne bakterije.^[9] Lišaji se dugo smatrani pionirima razvoja tla kao što sugeriše sledeća Isozakijeva izjava iz 1997:

Početno pretvaranje stene u zemlju obavljaju pionirski lišajevi i njihovi naslednici, mahovine, u kojima rizoidi nalik dlakama preuzimaju ulogu korena u razbijanju površine u finu prašinu.^[10]

Međutim, lišajevi nisu nužno jedini pionirski organizmi niti najraniji oblik formiranja tla, jer je dokumentovano da biljke koje nose seme mogu zauzeti područje i kolonizirati ga brže od lišajeva. Takođe, eolska sedimentacija (generisana vetrom) može proizvesti visoke stope akumulacije sedimenta. Bez obzira na to, lišajevi sigurno mogu izdržati teže uslove od većine vaskularnih biljaka i iako imaju sporiju stopu kolonizacije, čine dominantnu grupu u alpskim regionima.

Organske kiseline koje se oslobađaju iz korena biljke uključuju sirćetnu kiselinu i limunsku kiselinu. Tokom raspadanja organske materije fenolne kiseline oslobađaju se iz biljne materije, a huminsku i fulvinsku kiselina oslobađaju mikrobi zemljišta. Ove organske kiseline ubrzavaju hemijsko otkazivanje vremenskih uslova kombinovanjem sa nekim od proizvoda za vremenske uslove u procesu poznatom kao helacija. U profilu zemljišta, ove organske kiseline su često koncentrisane na vrhu profila, dok ugljena kiselina igra veću ulogu prema dnu profila ili ispod u vodonosnom sloju.^[4]

Kako se stub tla dalje razvija u deblje akumulacije, veće životinje počinju da naseljavaju tlo i nastavljaju da menjaju hemijsku evoluciju svoje odgovarajuće niše. Kišne gliste prozračuju tlo i pretvaraju velike količine organske materije u bogat humus, poboljšavajući plodnost zemljišta. Mali ukopavajući sisari čuvaju hranu, uzgajaju mlade i mogu hibernirati u pedosferi menjajući tok evolucije tla. Veliki biljojedi sisari iznad zemlje prenose hranljive materije u obliku otpada bogatog azotom i rogova bogatih fosforom, dok grabežljivci ostavljaju gomile kostiju bogate fosforom na površini tla, što dovodi do lokalizovanog obogaćivanja tla ispod.

Redoks uslovi u močvarnim zemljištima uredi

Kruženje nutrijenata u jezerima i slatkovodnim močvarama u velikoj meri zavisi od redoks uslova.^[4] Pod nekoliko milimetara vode heterotrofne bakterije metabolišu i troše kiseonik. One stoga iscrpljuju kiseonik iz tla i stvaraju potrebu za anaerobnim disanjem. Neki anaerobni mikrobni procesi uključuju denitrifikaciju, redukciju sulfata i metanogenezu i odgovorni su za oslobađanje N₂ (azota), H₂S (vodonik sulfid) i CH₄ (metan). Drugi anaerobni mikrobni procesi su povezani sa promenama u oksidacionom stanju gvožđa i mangana. Kao rezultat anaerobnog raspadanja, zemljište skladišti velike količine organskog ugljenika jer ugljenični sunđer tla ostaje netaknut.^[4]

Redok potencijal opisuje na koji način će se hemijske reakcije odvijati u zemljištima sa nedostatkom kiseonika i kontroliše kruženje hranljivih materija u poplavljenim sistemima. Redok potencijal, ili redukcioni potencijal, se koristi da izrazi verovatnoću da okruženje primi elektrone^[4] i stoga postane redukovano. Na primer, ako sistem već ima dosta elektrona (anoksični, organski bogati škriljci), on se redukuje. U sistemu, on će verovatno donirati elektrone delu koji ima nisku koncentraciju elektrona ili oksidovanom okruženju, da bi se izjednačio sa hemijskim gradijentom. Oksidovano okruženje ima visok redoks potencijal, dok redukovano okruženje ima nizak redoks potencijal.

Redoks potencijal se kontroliše oksidacionim stanjem hemijske vrste, pH i količinom kiseonika (O₂) koja postoji u sistemu. Oksidirajuća sredina prihvata elektrone zbog prisustva O₂, koji deluje kao akceptor elektrona:^[4]

{\ce {O2 + 4 e- + 4 H+ <=>> 2 H2O}}

Ova jednačina će imati težnju pomeranja udesno u kiselim uslovima. Veći redoks potencijali se nalaze na nižim pH nivoima. Bakterije, heterotrofni organizmi, troše kiseonik dok razlažu organski materijal. Ovo iscrpljuje zemljište kiseonikom, čime se povećava redoks potencijal. Pri visokom redoks potencijalu, oksidovani oblik gvožđa, feri gvožđe (Fe³⁺), će se obično deponovati kao hematit. U uslovima niskog redoksa, brzine razlaganja se smanjuju i povećava se taloženje fero gvožđa (Fe²⁺).

Korišćenjem analitičkih geohemijskih alata kao što je rendgenska fluorescencija (XRF) ili induktivno spregnuta masena spektrometrija (ICP-MS), dva oblika Fe (Fe²⁺ i Fe³⁺) mogu se meriti u drevnim stenama, čime se određuje redoks potencijal za drevna tla.

Takva studija je urađena na stenama od perma do trijasa (starih 300–200 miliona godina) u Japanu i Britanskoj Kolumbiji. Geolozi su pronašli hematit tokom ranog i srednjeg perma, ali su počeli da pronalaze redukovani oblik gvožđa u piritu unutar drevnih tla blizu kraja perma i trijasa. Ovi rezultati sugerišu da su uslovi postali manje bogati kiseonikom, čak i anoksični, tokom kasnog perma, što je na kraju dovelo do najvećeg izumiranja u istoriji Zemlje, P-T izumiranja.^[11]

Razlaganje u anoksičnim ili redukovanim zemljištima vrše i bakterije koje redukuju sumpor i koje umesto O₂ koriste SO2−
4 kao akceptor elektrona i proizvode vodonik sulfid (H₂S) i ugljen-dioksid u tom procesu:^[4]

{\ce {2 H+ + SO4^2- + 2 [CH2O] <=> 2 CO2 + H2S + 2 H2O}}

Gas H₂S perkolira naviše i reaguje sa Fe²⁺ i taloži pirit, delujući kao zamka za otrovni gas H₂S. Međutim, H₂S je i dalje veliki deo emisija iz močvarnog zemljišta.^[12] U većini slatkovodnih močvara ima malo sulfata (SO2−
4) tako da metanogeneza postaje dominantan oblik razgradnja metanogenih bakterija tek kada se sulfat iscrpi. Acetat, jedinjenje koje je nusprodukt fermentacije celuloze, formiraju metanogene bakterije da bi proizvele metan (CH₄) i ugljen-dioksid (CO₂), koji se oslobađaju u atmosferu. Metan se takođe oslobađa tokom redukcije CO₂ od strane istih bakterija.^[4]

Izvori uredi

^ ^a ^b Elissa Levine (2001). „The Pedosphere As A Hub”. Arhivirano iz originala 30. 10. 2007. g. Pristupljeno 09. 10. 2010.
^ Jehne, Walter, Regenerate Earth, accessed 2022
^ Cooper, R. (1953). „The Role of Lichens in Soil Formation and Plant Succession”. Ecology. 34 (4): 805—807. JSTOR 1931347. doi:10.2307/1931347.
^ ^a ^b ^v ^g ^d ^đ ^e ^ž ^z ⁱ ^j ^k Schlesinger, W.H.; Bernhardt, E.S. (2013). Biogeochemistry: an analysis of global change (3rd izd.). Oxford: Academic Press. ISBN 978-0123858740.
^ Boggs, S., Jr., 1995, Principles of Sedimentary and Stratigraphy. Prentice Hall, NJ, USA
^ Holloway, J.; Dahlgren, R. (1999). „Geologic nitrogen in terrestrial biogeochemical cycling”. Geology. 27 (6): 567. Bibcode:1999Geo....27..567H. doi:10.1130/0091-7613(1999)027<0567:GNITBC>2.3.CO;2.
^ ^a ^b Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 600 pp, Prentice-Hall, Upper Saddle River, NJ.
^ Grandstaff, D., 1986, The dissolution rate of forsteritic olivine from Hawaiian beach sand: Rates of chemical weathering of rocks and minerals, pp. 41–59.
^ Chen, J.; Blume, H.-P.; Beyer, L. (2000). „Weathering of rocks induced by lichen colonization — a review”. CATENA. 39 (2): 121—146. doi:10.1016/S0341-8162(99)00085-5.
^ Clements, F.E., and Shelford, V.E., 1939, Bioecology. John Wiley, New York.
^ Isozaki, Y. (1997). „Permo-Triassic Boundary Superanoxia and Stratified Superocean: Records from Lost Deep Sea”. Science. 276 (5310): 235—238. PMID 9092467. doi:10.1126/science.276.5310.235.
^ Kelly, D.; Smith, N. (1990). „Organic sulfur compounds in the environment: biogeochemistry, microbiology, and ecological aspects”. Advances in Microbial Ecology. 11: 345—385.

[gsfc-1] Elissa Levine (2001). „The Pedosphere As A Hub”. Arhivirano iz originala 30. 10. 2007. g. Pristupljeno 09. 10. 2010.

[2] Jehne, Walter, Regenerate Earth, accessed 2022

[3] Cooper, R. (1953). „The Role of Lichens in Soil Formation and Plant Succession”. Ecology. 34 (4): 805—807. JSTOR 1931347. doi:10.2307/1931347.

[Schlesinger-4] v ^g ^d ^đ ^e ^ž ^z ⁱ ^j ^k Schlesinger, W.H.; Bernhardt, E.S. (2013). Biogeochemistry: an analysis of global change (3rd izd.). Oxford: Academic Press. ISBN 978-0123858740.

[5] Boggs, S., Jr., 1995, Principles of Sedimentary and Stratigraphy. Prentice Hall, NJ, USA

[6] Holloway, J.; Dahlgren, R. (1999). „Geologic nitrogen in terrestrial biogeochemical cycling”. Geology. 27 (6): 567. Bibcode:1999Geo....27..567H. doi:10.1130/0091-7613(1999)027<0567:GNITBC>2.3.CO;2.

[Faure-7] Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 600 pp, Prentice-Hall, Upper Saddle River, NJ.

[8] Grandstaff, D., 1986, The dissolution rate of forsteritic olivine from Hawaiian beach sand: Rates of chemical weathering of rocks and minerals, pp. 41–59.

[9] Chen, J.; Blume, H.-P.; Beyer, L. (2000). „Weathering of rocks induced by lichen colonization — a review”. CATENA. 39 (2): 121—146. doi:10.1016/S0341-8162(99)00085-5.

[10] Clements, F.E., and Shelford, V.E., 1939, Bioecology. John Wiley, New York.

[11] Isozaki, Y. (1997). „Permo-Triassic Boundary Superanoxia and Stratified Superocean: Records from Lost Deep Sea”. Science. 276 (5310): 235—238. PMID 9092467. doi:10.1126/science.276.5310.235.

[12] Kelly, D.; Smith, N. (1990). „Organic sulfur compounds in the environment: biogeochemistry, microbiology, and ecological aspects”. Advances in Microbial Ecology. 11: 345—385.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]