CC BY
126
ЭКОЛОГИЯ
УДК 631.41:631.453
СОВРЕМЕННЫЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА В БИОГЕОХИМИИ ПОЧВ
Ю.Н. Водяницкий, С.А. Шоба
Развитие биогеохимии почв идет по пути изучения не только поведения атомов в почвах и ландшафтах, но и соединений: молекул, органо-минеральных комплексов, кристаллических образований, а также биоты. Их изучение потребовало от биогеохимиков-почвоведов привлечения новых экспериментальных методов. Наилучшие результаты показали электронная микроскопия и спектральные методы — ядерный гамма-резонанс, ядерный магнитный резонанс и рентгеновская абсорбционная спектроскопия на основе синхротронного излучения. Они позволили получить новые сведения о роли биоты в геохимии многих химических элементов в составе как минеральной, так и органической части почвы. Приведены последние важнейшие результаты этих исследований в разных регионах мира.
Ключевые слова: биогеохимия, почва, электронная микроскопия, ядерный магнитный резонанс, синхротронный рентгеновский анализ.
Введение
Биогеохимия почв в последние годы активно развивается, причем некоторые ее направления особенно ускоренно; формируются новые «точки роста» или даже целые области. Меняются приоритеты почвенно-геохимических исследований: в промыш-ленно развитых странах отмечен сдвиг интереса с сельского и лесного хозяйств в сторону охраны окружающей среды [31, 33, 42]. Среди новых проблем, стоящих перед человечеством, выделяют следующие: увеличение сброса питательных элементов и поллю-тантов в окружающую среду, уменьшение запасов природных ресурсов (подземная вода, нефть, фосфаты), рост урбанизации, снижение биоразнообразия, ухудшение здоровья человека. Это все — «глобальное изменение» последних лет [42], усиливающееся с ростом населения планеты. Во всех изменениях окружающей среды почва участвует прямо или косвенно.
Биогеохимия акцентирует внимание на беспрецедентной роли биоты в превращениях химических элементов в почвах: микроорганизмы участвуют в десорбции органического вещества и синтезе гумуса, в разрушении литогенных минералов и новообразовании биогенных со специфическими свойствами. Велико значение корней растений в биогеохимии питательных и токсических элементов.
Углубленное изучение биологических процессов в почве возможно только с помощью современной аналитической техники. В последние десятилетия инструментальный парк биогеохимика пополнился новым оборудованием. Это позволило сконцентрироваться на анализе микрообъектов [7]. Наиболее заметный вклад в рост информационного потока по биогеохимии почв вносят электронно-микроскопические [3, 26, 28, 29] и спектроскопические [7, 20, 58, 60, 71]
методы. Их используют при анализе минеральной и органической фаз почвы.
Известны две разновидности электронной микроскопии — сканирующая и просвечивающая. Самым распространенным остается сканирующий микроскоп, сопряженный с рентгеновским микроанализатором химического состава. Просвечивающий микроскоп позволяет получить электронографию частицы, что дает сведения о минералогической ее принадлежности. В последних модификациях просвечивающий электронный микроскоп объединен со спектрометром энергетических потерь электроном, что позволяет расширить возможности микроскопа, а главное — получать карты распределения химических элементов в микромасштабе.
В последнее время в практику внедряется зондовая микроскопия сверхвысокого разрешения (до 0,1 нм), реализованная в виде сканирующего туннельного и атомно-силового микроскопов. В сканирующем туннельном микроскопе изображение формируется за счет регистрации туннельного тока, возникающего при перемещении сверхтонкого металлического зонда над поверхностью на расстоянии порядка нанометра [28]. Исследуемая поверхность должна быть электропроводной. Атомно-силовой микроскоп более совершенный, так как позволяет анализировать любую поверхность. В нем изображение формируется за счет отражения лазерного луча миниатюрной пластинкой, которая заканчивается сканирующим зондом молекулярных размеров из алмаза или нитрида кремния. Атомно-силовой микроскоп, как и электронный, имеет очень высокую разрешающую способность, не ограниченную длиной световой волны [7]. Оба вида зондовых микроскопов позволяют анализировать влажные и живые микрообъекты. Поскольку сканирование участка занимает несколько секунд, можно проследить развитие химического и биологического
процессов на поверхности твердого тела. Эти микроскопы вызвали живой интерес у биологов, химиков, почвоведов [28].
Спектроскопические методы дают важнейшую информацию об окружении атомов в почвах. Их набор в геохимии почв со временем возрастает, а приоритеты меняются. Так, в начале 80-х годов в СССР вышел первый учебник «Спектроскопические методы в геохимии» [9], в котором фигурировали всего три метода — ядерная гамма-резонансная (мёссбауэ-ровская) спектроскопия, инфракрасная спектроскопия и электронный парамагнитный резонанс. В настоящее время приоритеты изменились. Во-первых, информативность инфракрасной спектроскопии повысилась благодаря внедрению фурье-преобразования спектров. Во-вторых, добавились и выдвинулись на первые места новые виды анализа — ядерный магнитный резонанс твердой фазы почвы и рентгеновская абсорбционная спектроскопия на основе син-хротронного излучения [7].
Цель работы — проанализировать достижения в биогеохимии почв, достигнутые при использовании электронно-микроскопических и спектроскопических методов.
Изучение минеральной фазы почв
Электронная микроскопия
Давно известные методы оптической микроскопии и рентгенодифрактометрии не пригодны для идентификации биогенных рентгеноаморфных (гидр)ок-сидов железа и марганца. Но электронная микроскопия позволила решить данную задачу [28]. Больше всего биогеохимической информации накоплено с помощью просвечивающей и сканирующей микроскопии. Значительные успехи получены при изучении биогенных частиц (гидр)оксидов железа и марганца, а также продуктов бактериальной редукции Бе-фил-лосиликатов.
В работах 1960-х годов и позже среди гидрокси-дов железа почвоведы выделяли «лимонит» [10] как рентгеноаморфный минерал железа. Позже в минералогической энциклопедии его определяли как «скры-токристаллическую смесь гётита и лепидокрокита» [18]. С использованием просвечивающей электронной микроскопии рентгеноаморфные гидроксиды железа удалось идентифицировать. Ими оказались новые минералы: ферригидрит — Бе2Оз • 2БеООН • 2,5Н2О, и фероксигит — 5-БеООН [27]. В результате термин «лимонит» был закрыт и исключен из минералогического оборота. Но судьба новых минералов (ферри-гидрита и фероксигита) сложилась по-разному. Если первый получил «права гражданства», попав в учебник «Геохимия ландшафта» [21], то второй оказался менее счастливым. Это удивительно, так как, по нашим данным, распространенность фероксигита сопоставима с ферригидритом в мелкоземе почв гумидно-го климата, а в железистых новообразованиях, та-
ких, как ортштейны, превосходит распространенность ферригидрита [4].
Участие бактерий достоверно обнаружено при синтезе наименее упорядоченных гидроксидов железа: ферригидрита и фероксигита, а также термодинамически неустойчивых Бе(11)-минералов — магнетита, вивианита, сидерита.
Ферригидрит. Химическая формула идеального ферригидрита — Бе5НО8 • 4Н2О, а с учетом наличия гидроксогрупп — Бе2О3 • 2БеООН • 2,5Н2О [4]. Образование ферригидрита через биогенное окисление Бе(11) типично для почвенных объектов с достаточно низким редокс-потенциалом (Ен < 200 мВ). Это — охра в ручьях, вытекающих из болот, а также отлагающаяся на стенках дренажных труб. В частицах ферригидритсодержащей охры обнаруживают реликты частиц БаНопеНа, ЬврШкпх и других бактерий [76].
Методом просвечивающей электронной микроскопии ферригидрит найден в легких дерновых лесных незаболоченных почвах Окско-Мещерского Полесья во Владимирской обл. [6]. Протоферригидрит часто представлен либо бесформенными «обрывками», либо округлыми спутанно-волокнистыми образованиями, тесно ассоциированными со слоистыми силикатами. В гумусовом горизонте бурой лесной автоморфной почвы тяжелого гранулометрического состава (Литва) нами найден Мп-содержащий сла-боупорядоченный ферригидрит. Частицы Мп-фер-ригидрита содержат фосфор, что указывает на их биогенную природу.
Фероксигит. Это другой слабоупрядоченный гид-роксид железа с формулой 5-БеООН. Его частицы, найденные в почвах, резко отличаются по морфологии и размерам от таковых, синтезированных химическим путем. Хемогенный фероксигит образует высокодисперсные (значительно менее 1 мкм) гексагональные, пластинчатые или игольчатые частицы. Такую форму имеют не только частицы, синтезированные химически, но и природный хемогенный фе-роксигит, например образовавшийся в гравелистых осадках в Финляндии [35]. Но у почвенных частиц совсем другая форма: у них спутанно-волокнистое строение, размеры значительно превышают 1 мкм и включают марганец [6, 27]. Во многих образцах такое строение сочетается с наследованием форм бактерий, по которым шло образование гидроксида [6].
Биогенный фероксигит спутанно-волокнистого строения часто встречается в оглеенных почвах тяжелого гранулометрического состава. Особенно высока его доля в Бе-Мп-ортштейнах, образующихся при контрастном редокс-режиме почв. В ряде этих образований фероксигит занимает первое место по встречаемости среди всех (гидр)оксидов железа. Такие ортштейны относятся к фероксигитовому типу. Часто встречаются также гётитовые ортштейны, в которых фероксигит занимает по встречаемости второе или третье место [6].
С помощью сканирующей электронной микроскопии выполнен анализ Бе-новообразований в поч-
вах лесной зоны. В ортштейнах размеры новообразованных частиц гидроксидов не превышает 100 нм, чем и объясняется их рентгеноаморфность. Такая же дисперсность характерна и для частиц в ортштейнах пойменных почв [29]. Отличительная особенность Бе-ортштейнов пойменных ландшафтов — значительное содержание биогенных структур в виде остатков колоний микроорганизмов, грибного мицелия и отдельных клеток, стенки которых инкрустированы гидроксидами железа.
Сканирующая электронная микроскопия показывает удивительное морфологическое разнообразие железистых стяжений в иллювиальных горизонтах лесных почв. Их форма бывает округлой или неправильного очертания, они могут быть компактными или диффузными и т.п. [8, 25, 28, 29]. По внутреннему строению стяжения бывают недифференцированными, концентрическими и микрозональными. В последних роль бактерий, участвующих в окислении Бе2+ и Мп2+, особенно ощутима.
Магнетит. Его химическая формула — Беэ04. В почвах он может быть разного происхождения: крупнозернистый литогенный и техногенный, дисперсный педогенный, образованный при участии микроорганизмов. У бактерий и архей имеются несколько типов специализированных включений, которые локализуются в цитоплазматическом компартменте (область включения) и содержат оксиды железа. Включения магнетита могут быть окружены той или иной мембраной либо они ее не имеют [23]. Магнитные бактерии очень разнообразны по морфологии: образуют спириллы, вибрионы, палочки и кокки. Все они анаэробы и все имеют жгутики.
Существуют два принципиально разных механизма биогенеза магнетита [23]. При одном, дисси-миляционном, механизме он образуется в результате анаэробного восстановления слабоупорядоченных гидроксидов железа (высокогумусные гидроморфные почвы) [41, 54, 55, 62]. На первом этапе синтеза магнетита активно участвуют бактерии, осуществляющие диссимиляционное восстановление железа. В этом процессе они используют Ре(Ш) в качестве акцептора электронов [55], когда Ре(Ш) восстанавливается до Бе(11), после чего абиотически окисляется до магнетита. Хотя окисление железа протекает абиотически, морфология и размеры частиц магнетита определяются деятельностью бактерий. Педогенный магнетит образуется в дренированных почвах с переменными значениями ЕН. В период увлажнения при участии органического вещества и за счет желе-зоредуцирующих бактерий образуется Бе(11). В период иссушения в нейтральной среде Бе(11) окисляется до БеэО4.
Бактерии, использующие другой, ассимиляционный, механизм, поглощают из раствора Бе3+ и образуют внутриклеточный (магнитотактический) магнетит, покрытый мембраной, называемой магнитосомой, с размером 35—120 нм [23]. Эти бактерии — анаэроб-
ные хемоорганотрофы, которые распространены в затапливаемых почвах [62]. Подчеркнем, что вклад в магнетизм почв с диссимиляционным механизмом образования магнетита гораздо выше, чем с внутриклеточным, ассимиляционным [56].
В силу малого содержания магнетита в фоновых почвах его идентификация в нерасчлененном образце с помощью электронной микроскопии затруднена. Поэтому используют магнетитсодержащие фракции, выделенные из почв. При этом наметились два подхода.
Для сканирующей электронной микроскопии предварительно из почвы выделяют магнитную фракцию. В ней имеются три группы магнетитсодержащих частиц: сферические, полиэдрические и глобулярные [1, 12]. Первые две группы относятся к экзогенным, привнесенным в почву извне. Глобулярные, наиболее дисперсные частицы (<10 мкм), относятся главным образом к биогенным минералам. Они в свою очередь делятся на собственно глобулярные, кокковидные и кокковидно-петельчатые [12]. При этом глобулы крупнее остальных разновидностей, и часть их относят к техногенным частицам. Но кокковидные и кокковидно-петельчатые с размером частиц до 1 мкм сохраняют бактериальную форму и явно принадлежат к биогенным новообразованиям, вероятно, первого, диссимиляционного, типа.
Для просвечивающей электронной микроскопии используют другое — гравитационное обогащение, при котором в анализируемую фракцию помимо магнетита естественно попадают и частицы других оксидов железа. Это затрудняет и удлиняет идентификацию собственно магнетитовых частиц, но зато позволяет выявить самые тонкие из них. Методом просвечивающей электронной микроскопии B. Mäher и R. Thompson [56] нашли в китайских лёссовых отложениях и погребенных гумусовых горизонтах полиэдрические частицы магнетита размером 30—50 нм. Массовое изучение магнетита в почвах Русской равнины этим методом показало наличие мелких шариков размером 50—200 нм со шпинельной структурой магнетита [4]. Эти шарики обычно включают марганец. Так, в тяжелой части фракции тонкой пыли чернозема из Ставрополья с помощью просвечивающей электронной микроскопии обнаружены шарики со средним диаметром 70 нм и шпинельной структурой магнетита [4].
Наконец, отметим активное образование биогенного магнетита в местах эмиссии метана — в почвах над природными газовыми и нефтяными месторождениями и над газохранилищами. Сканирующая электронная микроскопия показала, что в таких почвах образуется большое количество частиц биогенного магнетита кокковидной формы размером 100—300 нм [19]. Очевидно, что для биогенного синтеза магнетита важно не только низкое значение редокс-потенциала ЕН, но и высокое отношение СЩ:СО2 в газовой фазе. Это подтверждается тем, что при низком значении ЕН,
но при высокой концентрации СО2 и отсутствии СН4 вместо магнетита образуется биогенный сидерит БеС03 [11].
Оксиды марганца. Ранее считалось, что в почвах широко распространены пиролюзит (Р-МПО2), пси-ломелан, манганит (у-МпООИ) и гаусманит (МП3О4). Такие данные до сих пор встречаются в учебниках по геохимии ландшафта [21]. Более поздние исследования, выполненные с применением просвечивающей электронной микроскопии, дали совсем другой набор почвенных оксидов марганца: литиофорит, тодо-рокит, бернессит, вернадит [3,26,27,69]. Псиломелан (синонимы: вад, черная охра), рассматривавшийся как основной марганецсодержащий минерал желе-зомарганцевых почвенных ортштейнов [17], представляет собой, как сейчас стало ясно, всего лишь обобщение разных оксидов марганца, в силу чего его нет в списке 20 важнейших его соединений [69].
По данным просвечивающей электронной микроскопии, в почвах чаще всего встречаются семь оксидов марганца. По типу структуры их разделяют на три группы [26]: 1) со слоистой и псевдослоистой — бернессит и вернадит; 2) с гибридной, смешанослой-ной — литиофорит; 3) с туннельной — криптомелан, голландит, тодорокит. Геологи часто обнаруживают литогенные асболаны, обладающие гибридной структурой. Наиболее устойчивы оксиды со слоистой и псевдослоистой структурой, наименее устойчивы — с туннельной.
Химическое образование Мп-минералов в значительной степени зависит от содержания марганца в почвенном растворе. Но в почвах оно обычно очень низкое. Так, в почвенном растворе дерново-подзолистых оглеенных почв Московской обл. содержание этого элемента всего 1—4 мкМ/л, рН — от 5,7 до 7,4 [30]. Опыты с солями марганца показывают, что химическое образование осадка зависит как от концентрации элемента в растворе, так и от величины рН. В опыте с МпС12 концентрация марганца составляла 1400 мкМ/л, а рН варьировал от 5,7 до 9,0. Оказалось, что в растворах с рН < 8,0 за 230 сут. наблюдений образования осадка не было [15]. Только при рН >8,0 начинается выпадение марганца в осадок. Таким образом, при рН < 8,0 даже при концентрации большей на 3—4 порядка, чем в почвенном растворе, химическое осаждение элемента идет крайне медленно. Решающим в образовании почвенных оксидов марганца является биологический фактор.
Просвечивающая электронная микроскопия показала сильное различие в форме литогенных и биогенных оксидов марганца. Так, литогенный асболан имеет форму пластинок размером 1—2 мкм, а его дифракционная картина отражает высокую степень окристаллизованности. У литогенного Са-бернесси-та так же форма пластинок, хотя степень его упорядоченности существенно ниже [26]. Напротив, у агрегатов биогенного вернадита (5-Мп02) на снимках просматривается волокнистое строение [26].
Под сканирующим микроскопом хорошо видна форма неизмененных марганцевых соединений на поверхности минералов в составе различных стяжений. Все Мп-соединения представляют собой тонкие локальные или сплошные пленки с ажурной ячеисто-сетчатой (сотовой) архитектурой [28, 29] толщиной 1—5 мкм. Иногда оксиды марганца формируют ка-натообразные ветвящиеся образования с сотово-сет-чатой поверхностью. В то же время в почвенных новообразованиях полностью отсутствуют литоген-ные пластинки оксидов марганца. Все это позволяет предполагать, что пленочные и канатообразные формы относятся к биогенным оксидам марганца.
Бе-филлосиликаты. Электронная микроскопия оказывается незаменимым инструментом при изучении бактериального воздействия железоредукто-ров на Ре(Ш)-филлосиликаты, особенно в модельных опытах. В одном из них высокоожелезненный смектит инкубировали с бактериями Бке^апеНа и с участием синтетического электронного челнока, моделирующего подвижные гумусовые соединения [38]. По данным электронной просвечивающей микроскопии, у исходных частиц смектита толщина слоя 1,5 мкм, а на микродифракционной картине сплошные диффузные кольца свидетельствуют о мельчайших кристаллах, случайным образом ориентированных относительно друг друга. После трех суток бактериальной инкубации произошли глубокие изменения. Средняя толщина кристалла уменьшилась с 1,5 до 1,1 нм, но его микроэлектронная картина дала точки, отражая хорошую упорядоченность частиц. Такое резкое улучшение упорядоченности частиц объясняют растворением и неосинтезом более упорядоченного биогенного смектита. О фазе растворения говорит появление в системе новых минералов. После инкубации электронная микроскопия выявила новообразования: крупные частицы вивианита и тонкие, размером 300—400 нм, рентгеноаморфные сферулы, содержащие кремний, вероятно, тридимит (Р-Б1О2).
Итог лабораторного биосинтеза более упорядоченного минерала трудно экстраполировать на почву, где условия для неосинтеза окристаллизованного смектита менее благоприятны из-за высокого содержания органического вещества. Но 81-содержащие продукты деструкции смектитов в форме тридимита обнаруживают с помощью электронной просвечивающей микроскопии в местах активной биогенной редукции, стимулированной разливом нефти [73].
Важные и наглядные результаты получены при воздействии тех же бактерий Бке^апеНа на частицы ожелезненного иллита [39]. Под электронным просвечивающим микроскопом видно, что клетка бактерии размером 100—300 нм покрыта несколькими слоями частиц иллита. У тех из них, что примыкают к поверхности клетки, строение аморфное, тогда как у наружных сохраняется исходное кристалли-
ческое. Таким образом, бактерии через стадию амор-физации способствуют распаду контактирующих с ними частиц иллита.
Мёссбауэровская спектроскопия
Все спектроскопические методы основаны на расшифровке спектров путем фитинга — достижения максимального согласия аналитического спектра с суммой спектров эталонных веществ. Мёссбауэров-ская спектроскопия не представляет исключения.
Химический анализ соединений железа в силу неопределенности результатов и малой селективности реагентов заменяется мёссбауэровской спектроскопией [1,4,14]. Обычно съемка ведется при разных температурах: комнатной (300 К) и при охлаждении образца жидким азотом до 77 К или жидким гелием до 12 К [1, 72]. По мере охлаждения температурные флуктуации атомов снижаются и разрешающая способность метода возрастает. Так, на спектрах, снятых при комнатной температуре, малоинформативные дублеты от слабоупорядоченных соединений железа в условиях охлаждения превращаются в информативные секстеты, позволяющие идентифицировать и определять содержание таких минералов-эфемеров, как грин раст, ферригидрит.
Согласно съемке при комнатной температуре, образец тонкого ила содержал только три формы соединений железа: силикатное Ре(Ш) (47% от валового), силикатное Ре(11) (18%) и ярозит (34%). Но при охлаждении образца до 12 К обнаружили уже четыре формы. При этом содержание некоторых ранее найденных форм оказалось неточным: доля силикатного Ре(Ш) сократилось до 39%, силикатного Ре(11) осталось тем же — 18%, ярозита снизилось до 33%, а главное выявился новый минерал — ферригидрит в количестве 9% от валового [72]. Из этого примера видно, как усложняющаяся аппаратура позволяет повысить точность анализа.
Ре-филлосиликаты. Этот метод сильно помогает при анализе бактериального действия, особенно когда изучают не изолированные Ре(Ш)-филлоси-ликаты, а их смеси с другими соединениями железа — ситуация, которая отражает многообразие их форм в почвах [72]. В тонкой фракции (< 0,2 мкм), выделенной из породы, кроме слабоожелезненного иллита находились частицы ярозита и гётита. По данным мёссбауэровской спектроскопии, влияние бактерий БкемапеНа привело к полной редукции последних и частичной — иллита. В его составе биоредуцирова-лось 21—25% железа от валового содержания.
Грин раст. В последние годы геохимики-почвоведы всерьез заинтересовались минералами-эфемерами, содержащими Ре(11). Яркий пример неустойчивого соединения железа — грин раст. Он представляет Ре(П)-Ре(Ш)-слоевые двойные гидроксиды с различным типом межслоевого аниона [45, 52].
Грин раст изучают в связи с решением генетических задач как в почвоведении, так и биогеохимии.
В Международной базе почвенных данных [78] он фигурирует в качестве типоморфного минерала глее-солей. Его важное прикладное значение объясняется высокой химической активностью. Он энергично восстанавливает металлы-поллютанты в высокой степени окисления (8е(У1) до 8е(1У) или до 5е(0); Сг(У1) до Сг(Ш) [77]), тем самым снижая подвижность тяжелых металлов. Кроме того, грин раст активно разрушает многие опасные С1-органические поллютанты в почве и воде [51, 66, 70]. В инженерной геохимии его используют как действующее вещество при создании искусственных проницаемых геохимических барьеров.
Основной метод анализа грин растов — это мёс-сбауэровская спектроскопия при сильном охлаждении. Высокая химическая активность сильно затрудняет его изучение. Съемка препаратов, принятая при рутинном анализе, для грин раста непригодна из-за окисления минерала-эфемера на воздухе. Поэтому приборы снабжают особыми приспособлениями для съемки влажных, суспензированных образцов [66]. Мёссбауэровский спектр грин раста достаточно сложен и включает два основных дублета (О и Оэ) и один дополнительный (02). По отношению площадей дублетов и 03 подсчитывают отношение Ре(П):Ре(Ш); доля Ре(Ш) зависит от состава межслоевых анионов. Количество Ре(Ш) в хлоридном грин расте — около 25, в сульфатном — около 33, в перхлоратном — около 40% [52].
Изучение органической фазы почв
Органическое вещество изучают в двух направлениях. Одно — традиционное: анализ гумусовых кислот. Химические методы их анализа имеют два существенных недостатка. Во-первых, они не полностью характеризуют вещество, так как часть его разрушается до простых соединений, вплоть до СО2 и Н2О. Во-вторых, исходные соединения в той или иной мере изменены в ходе лабораторного гидролиза и окисления [20]. Поэтому исключительно важное значение приобретают физические, неразрушающие методы анализа, в первую очередь твердофазный ядерный магнитный резонанс.
Другое, бурно развивающееся, направление — химия ризосферы. Взаимодействие корней с микроорганизмами в ризосфере приводит к активизации многих химических процессов: накоплению и изъятию ионов многих элементов, сдвига рН и редокс-потенциала, выделению органических лигандов, способствующих растворению и поглощению элементов питания [43, 47, 48]. Эти процессы в сочетании с сорбцией металлов клеточными стенками или мембранами корней способствуют выветриванию лито-генных минералов и синтезу новых, а также регулируют биогеохимические циклы элементов [34]. Но изучение ризосферы осложняется малыми размерами объектов. Достижения в химии ризосферы во многом связаны с использованием современной аппара-
туры, необходимой для изучения небольших концентраций элементов в объемах 10—1000 мкм3 или на площади 1—100 мкм2 в интерфейсе почва/корни. Это позволяет идентифицировать органические структуры, ассоциированные с микробным сообществом в интерфейсе. В настоящее время ризосфере уделяют большое внимание, рассматривая ее как центральный компонент экосистем и биогеохимических циклов многих элементов, включая тяжелые [37].
Спектроскопические методы
Масс-спектрометрия вторичных ионов. При этом анализе используют пульсации источника первичных ионов для десорбции и ионизации частиц с поверхности образца. Образующиеся вторичные ионы ускоряются в масс-спектрометре, где их массы анализируются путем измерения времени пролета от поверхности образца до детектора, что позволяет построить карту распределения химических элементов на срезе корня [59].
Этот метод в биогеохимии стали использовать совсем недавно, его не было в списке физических методов анализа почв, опубликованных в США 20 лет назад и переведенном на русский язык в 2000 г. [7].
В районе Райян-Норанда, в 600 км на северо-запад от Монреаля (Канада), в дерново-подзолистой почве изучали корни осины американской, отобранные из гор. В. На участках корней размером 200 х 200 мкм определяли распределение Са, М§, К, А1, Бе, Мп и Т как положительно заряженных вторичных ионов. Обработка сигналов позволяет усилить роль органической матрицы по сравнению с оксидами металлов в почвенных частицах. Суммарная картина показывает и обогащенный металлами почвенный материал вне корня, и его внутриклеточную структуру [59]. Кальций и магний ярко «очерчивают» стенки клеток и отражают различия в их размерах. У этих щелоч-но-земельных элементов сходное биогеохимическое поведение, сходные физиологические функции в растениях и поэтому одинаковые картины распределения в корне. Натрий и калий сосредоточены внутри клеточных стенок, а также в минеральных чехлах на поверхности корня. Алюминий и железо преимущественно концентрируются в чехлах, где в результате дыхания корня они образуют оксиды и гидро-ксиды. Известно, что в дерново-подзолистых почвах активно развивается оксидогенез железа. В отличие от железа марганец присутствует только в эпидермисе и оболочке клеток, следовательно, его транспорт и накопление в корнях отличны от железа. Это важный вывод, объясняющий специфику химического состава роренштейнов — трубчатых новообразований вокруг корней в условиях переменного редокс-ре-жима почвы.
Ядерный магнитный резонанс (ЯМР). С помощью 13С-, 31Р-, 15М-, Щ-спектроскопии анализируют молекулярную структуру и функциональные группы
почвенного органического вещества. ЯМР применяют также для идентификации низкомолекулярных молекул, выявляя различные группы органических соединений [20, 40]. Развитие техники за счет использования магического угла электронного спина значительно повысило разрешение сигнала [7].
Методом 13С-ЯМР-спектроскопии получено принципиально новое представление о составе гумуса в железомарганцевых ортштейнах. Интерес к составу их органического вещества возник давно. Эти новообразования детально изучены в почвах Дальнего Востока [24]. При характеристике состава гумуса пользовались традиционным химическим фракционированием, определяя отношение Сгк:Сфк. Оказалось, что в ортштейнах оно <0,3, т.е. ниже, чем в мелкоземе (0,8—1,0). На этом основании можно было бы заключить, что в составе ортштейнов преобладают окисленные фульвокислоты с низким уровнем ароматичности. Сомнения возникают сразу: фульватные кислоты, обладая высокой подвижностью, не способны служить «клеем», цементирующим частицы в составе ортштейнов, возраст которых часто измеряется многими десятками лет.
Ситуация прояснилась, когда Н.О. и И.Н. Ковалёвы [13] применили физический метод анализа — 13С-ЯМР-спектроскопию. Спектры ортштейнов указывают на существенное накопление кислот с менее развитой алифатической частью, чем кислоты во вмещающем горизонте. В ортштейнах отношение углерода ароматических САг-соединений к углероду али-фиатических СА1-соединений достигает 0,70—1,04 против 0,27—0,32 в мелкоземе почв: у ортштейнов ароматичность вдвое выше, чем в мелкоземе. Вскрыта и причина ошибки химического анализа. Количество карбоксильных структур СООН в ортштейнах вдвое выше, чем в гумусовых кислотах вмещающего горизонта. По-видимому, именно присутствие относительно низкомолекулярных высокозамещенных ароматических кислот повышает долю фульвокислот при групповом анализе гумуса ортштейнов, определяемом методом Тюрина [13].
ЯМР-спектроскопию применяют и для изучения различных элементов в составе органических соединений. Больше всего успехов достигнуто при изучении фосфора. Согласно М.И. Макарову [16], с помощью 31Р-ЯМР-спектроскопии получены следующие результаты: 1) надежно оценены источники органических фосфатов почв; 2) охарактеризована биологическая активность почв; 3) идентифицированы фосфаты микробного происхождения; 4) выявлены особенности состава органических фосфатов в гранулометрических фракциях почв и химических фракциях органического вещества.
Рентгеновская абсорбционная спектроскопия. Анализ форм соединений тяжелых металлов и металлоидов путем химических экстракций из-за низкой селективности реагентов давно вызывает много нареканий. В последние годы вместо него применяют методы рентгеновской абсорбционной спектроскопии
с участием синхротронного излучения. С их помощью изучают состав твердой фазы в микрообъеме, состояние окисления элементов с переменной валентностью, распределение тяжелых металлов и металлоидов в ненарушенных почвенных образцах, а также выявляют характер их связи с фазами-носителями. Используют анализ рентгеновских спектров вблизи полосы поглощения (ХАКБ8) и анализ дальней тонкой структуры спектров поглощения (БХАБ8). Эта структурная техника имеет необходимую специализацию: чувствительность к слабоупорядоченным частицам и достаточный предел идентификации форм тяжелых металлов при их содержании свыше 0,01%. Тонкая структурная информация, исходящая из анализа нескольких сфер атома, позволила обнаружить основные формы соединений тяжелых металлов [2, 5, 57, 58]. Рентгеновская абсорбционная спектроскопия особенно эффективна при изучении плохоокристал-лизованных биогенных минералов. БХАБ8-спектро-скопия позволяет идентифицировать рассеянные соединения тяжелых металлов (РЬ, Си, 2п и др.).
Свинец. Он интересен своей способностью образовывать прочные комплексы как с минеральной, так и с органической фазой почв. Это известно геохимикам-почвоведам. Но, используя традиционные методы последовательной химической экстракции, невозможно точно идентифицировать формы соединений свинца, так же как и других тяжелых металлов. Ситуация улучшилась коренным образом после использования рентгеновской абсорбционной спектроскопии. В незагрязненных почвах чаще всего идентифицируют пять форм соединений свинца или часть из них: РЬ2+-органические комплексы, РЬ2+, сорбированный на Бе(ГГГ)-оксидах, РЬ2+, сорбированный на Мп(ГУ)-оксидах, плюмбоярозит и фосфаты свинца [57, 58, 67]. Наиболее устойчивая форма свинца в почвах самого разного генезиса — фосфаты, один из них — пироморфит (РЬ5(РО4)3С1), который образуется на внешней поверхности корней некоторых растений [58].
В загрязненных высокогумусированных почвах низкую подвижность свинца объясняют образованием стабильных РЬ2+-гуматов, но особенности этих комплексов не были ясны до использования рентгеновской абсорбционной спектроскопии. Сравнение БХАБ8-спектров почв газонов с эталонными спектрами органических соединений показало, что почвенный спектр резко отличен от спектров свинца с карбоксилатами [57]. Несмотря на высокую долю карбоксильных групп в органическом веществе почв, этот элемент предпочтительнее хелатируется функциональными группами ароматических колец, формируя бидентантные комплексы совместно с салици-латом и пирокатехином [57, 58]. Неудивительно, что свинец стабилен в органических почвах, где его средний срок сохранения исчисляется от сотен до тысяч лет [46].
Двухмерное микрокартирование поверхности выполняют с помощью синхротронной рентгеновской
флуоресценции. Ее успешно используют при анализе ризосферы [63, 64, 75]. Рассмотрим результаты применения рентгеновской абсорбционной спектроскопии при определении форм соединений мышьяка, цинка и серы в ризосфере и торфе.
Мышьяк. В аллювиальной, затапливаемой и загрязненной почве поймы р. Мульде в Саксонии-Ан-гальт (Германия) изучали распределение мышьяка вокруг корней трав с использованием микро-БХАБ8-и ХАКБ8-спектроскопии [75]. Диффузия кислорода из растений в ризосферу ведет к образованию окислительного барьера вокруг корней, способствуя окислению и осаждению тяжелых металлов и металлоидов в окислительной среде ризосферы. Корни трав изучали в почве, загрязненной мышьяком с содержанием 180—280 мг/кг. Мышьяк и железо накапливаются вокруг корней, при этом количество мышьяка тесно коррелирует с таковым железа. Содержание мышьяка в образцах ризосферы было в 5—9 раз выше, чем в почве в целом, что соответствует аккумуляции половины его валового количества в ожелезненных новообразованиях вокруг корней. БХАБ8- и ХАКБ8-спект-ры показали, что основная часть элемента окислена и представлена аб(у), которая ассоциирована с новообразованным гидроксидом железа — ферригидритом. Благодаря окислительным условиям в ризосфере растения меньше потребляют мышьяка, особенно при подъеме грунтовых вод или затоплении почвы.
Антропогенная эмиссия от предприятий добывающей, металлургической и других видов индустрии, а также сельского хозяйства способствует накоплению мышьяка в аккумулятивных элементах ландшафта во всех частях света. В низинах и затапливаемых почвах присутствие поллютантов ведет к загрязнению грунтовых и поверхностных вод [50], этому содействует увеличение подвижности многих элементов в восстановительных условиях. Но здесь растения благодаря диффузии кислорода через корни поддерживают окислительную обстановку вблизи ризосферы [50]. В результате меняется биогеохимия железа как одного из важных сорбентов тяжелых металлов и металлоидов. Бе2+ окисляется и осаждается в виде частиц гидроксидов на поверхности корня, образуя железистые чехлы. Перераспределение железа между почвенной матрицей и ризосферой влияет на распределение мышьяка [32, 44]. На поверхности корней он в виде Аъ(У) ассоциируется с Бе-чехлами, что снижает его подвижность. На рисовых полях Бангладеш и Западной Бенгалии (Индия), орошаемых мышьяковистыми грунтовыми водами, образование Бе-чехлов снижает поступление мышьяка в растения риса [36, 53].
Цинк. В почвах широко распространены органо-цинковые комплексы. Активно изучаются механизмы закрепления тяжелых металлов гумусовыми кислотами, поскольку они способствуют их детоксикации, снижая подвижность и доступность растениям [22].
С использованием синхротронной рентгеновской техники установлено, что 70% внутриклеточного цин-
ка в корнях его сверхнакопителя — альпийского растения Thlaspi caerulescens — координировано гисти-дином — природной аминокислотой [68].
Анализировали состав органо-цинковых комплексов в поверхностных образцах болотистой почвы в западной части штата Нью-Йорк (США) и гидроморф-ной почвы в провинции Онтарио (Канада) [61]. Микрофлуоресцентные карты показывают тесную связь между цинком и серой; вероятно, в закреплении цинка в органических комплексах участвует сера. 2п-ХЛКБ8-спектры показали, что доминирует комплекс 2п-аргинин. В микрозонах, обогащенных этим элементом, выявлены его связи с О-, М- и 8-функциональ-ными группами органического вещества. Константы устойчивости комплексов 2п-лиганд допускают образование связей цинка с 8- и М-содержащими функциональными группами в дополнение к О-содержа-щим. При рН 6,5 и при отношении 2п: цистин: аргинин: ацетат = 1:1:5:10 доля цинка, связанного с аргинином и цистином, составляет по 42%, тогда как с ацетатом только 9, а в виде 2п2+ — 6%. Уменьшение рН меняет соотношение в пользу 2п-ацетата и водного 2п2+, снижая долю частиц 2п-аргинина и 2п-цистина [61].
В вегетационном опыте изучали искусственно загрязненную цинком нейтральную почву тяжелого гранулометрического состава из р-на Бери (Италия) [74]. В почву внесли раствор 2пС12 для достижения концентрации 820 мг 2п/кг. Через месяц в вегетационные сосуды добавили 210 г компоста (эквивалентно 60 т/га), содержащего 38% органического вещества. Выращивали фиалку ночную. Хотя компост слабо подействовал на частицы цинка в почве, выявлены значительные различия в растениях. В почве с компостом органическое вещество частично блокировало цинк непосредственно на эндодермисе корня, образовав 2п-фитат, только небольшая часть металла в виде цитрата цинка была способна к поступлению в растения. В листьях одна половина цинка была в форме фосфатов, а другая — в виде комплексов с цис-тином и гистидином. Эти результаты раскрывают механизм устойчивости к цинку растений и роль органических кислот в детоксикации тяжелых металлов.
Под влиянием растений в загрязненной почве сокращается доля привнесенных сульфидов и возрастает доля фосфата цинка. Конкретно, в результате выращивания полевицы тонкой (Agrostis tenius) доля в почве сократилась с 43 до 6%, тогда как доля фосфата цинка возросла с 0 до 46% [68].
Сера. Биогеохимия торфяных почв во многом определяется содержанием серы. У этого элемента очень широко варьирует степень окисления (от —1 до +6), каждой степени окисленности соответствует свое соединение. В превращениях серы участвуют разные группы бактерий. Химическими методами точно определить валентность соединений серы не удавалось, но использование рентгеновской абсорбционной спектроскопии кардинально изменило ситуацию в лучшую сторону [49, 65, 79].
Состояние серы в стандартных образцах гуми-новых и фульватных кислот и фульвокислот почв и торфа анализировали с помощью ХЛКБ8-спектроско-пии. В гумусовых кислотах преобладает степень окисления серы +5 и реже +6, т.е. она находится преимущественно в составе сложных сульфатных эфиров (+6) и сульфоновых кислот (+5). Низковалентная сера также присутствует: степень ее окисления варьирует от —0,3 до +2,0. В этот интервал попадают органические сульфиды и дисульфиды, цистин, метионин, тиофены и сульфоксиды.
В образцах гумусовых кислот, извлеченных из почв и речных осадков, по валентности серу можно подразделить на: а) восстановленную, включающую сульфиды, тиолы и тиофенилы; б) промежуточной степени окисления, включающую сульфониды, суль-фонилы и сульфонаты; в) окисленную сульфатную. Соотношение двух высокоокисленных форм серы (+5 и +6) у разных гумусовых кислот сильно варьирует. Доли тиофена со степенью окисления +1,0 и сульфона со степенью окисления +4,0 низкие [79]. Степень окисления серы зависит от природы гумусовых веществ. Гумус, образующийся в речных отложениях и болотах, содержит восстановленной серы больше, чем сформировавшийся в минеральных почвах.
Выводы
• Биогеохимия почв представляет собой одну из важнейших дисциплин современной биогеохимии. Развитие биогеохимии почв идет по пути изучения не только атомов, но и соединений — молекул, орга-но-минеральных комплексов, кристаллических образований, а также биоты. Их изучение потребовало от биогеохимиков-почвоведов привлечения методик, используемых в смежных науках. Наиболее широко используют сканирующую и просвечивающую электронную микроскопию и спектральные методы — ядерный гамма-резонанс, ядерный магнитный резонанс и рентгеновскую абсорбционную спектроскопию на основе синхротронного излучения.
• Использование электронной микроскопии позволило установить степень распространения в почвах разного генезиса биогенных (гидр)оксидов железа и марганца. Среди первых — ферригидрит, ферокси-гит, магнетит; среди вторых — вернадит. С помощью электронной микроскопии установлено ранее неизвестное действие бактерий-редукторов на растворение Ре(Ш)-филлосиликатов.
• Мёссбауэровская спектроскопия в условиях сильного охлаждения позволила подробно изучить эфемерный биогенный Ре(11)-минерал — грин раст.
• Изучение биогенных железомарганцевых орт-штейнов с помощью ЯМР помогло выявить в составе гумуса преобладание ароматических, а не алифатических структур, как считалось ранее. Использование абсорбционной спектроскопии дало возможность установить состав органических комплексов с цинком
и свинцом в загрязненных почвах. Химию ризосферы успешно анализируют спектральными методами: масс-спектрометрией вторичных ионов, разными видами абсорбционной рентгеновской спектроскопии. Абсорбционную спектроскопию с успехом исполь-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бабанин В.Ф., Трухин В.И., Карпачевский Л.О. и др. Магнетизм почв. М.; Ярославль, 1995.
2. Водяницкий Ю.Н. Изучение тяжелых металлов в почвах. М., 2005а.
3. Водяницкий Ю.Н. Оксиды марганца в почвах. М., 2005б.
4. Водяницкий Ю.Н. Соединения железа и их роль в охране почв. М., 2010.
5. Водяницкий Ю.Н. Тяжелые металлы в почвах. М., 2008.
6. Водяницкий Ю.Н, Сивцов А.В. Образование ферри-гидрита, фероксигита и вернадита в почвах // Почвоведение. 2004. № 8.
7. Возможности современных и будущих фундаментальных исследований в почвоведении. М., 2000.
8. Герасимова М.И., Губин С.В, Шоба С.А. Микроморфология почв природных зон СССР. Пущино, 1992.
9. Гончаров Г.Н, Зорина М.Л., Сухаржевский С.М. Спектроскопические методы в геохимии. Л., 1982.
10. Добровольский В.В. Гипергенез четвертичного периода. М., 1966.
11. Заварзина Д.Г. Биогеохимические факторы преобразования соединений железа в восстановительной обстановке: Автореф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. М., 2001.
12. Загурский А.М. Специфика микростроения и генезиса магнитных соединений железа в почвах: Автореф. дисс. ... канд. биол. наук. М., 2008.
13. Ковалёва Н.О., Ковалёв И.Н. Особенности органического вещества железомарганцевых конкреций серых лесных почв (по данным 13С ЯМР-спектроскопии) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2003. № 2.
14. Красильников П.В., Шоба С.А. Сульфатнокислые почвы Восточной Фенноскандии. Петрозаводск, 1997.
15. Листова Л.П. Физико-химические исследования условий образования окисных и карбонатных руд марганца. М., 1961.
16. Макаров М.И. Фосфор органического вещества почв. М., 2009.
17. Македонов А.В. Современные конкреции в осадках и почвах и закономерности их географического распространения. М., 1966.
18. Минералогическая энциклопедия / Под ред. К. Фрея. Л., 1985.
19. Можарова Н.В, Пронина В.В, Иванов А.В. и др. Формирование магнитных оксидов железа в почвах над подземными хранилищами природного газа // Почвоведение. 2007. № 6.
20. Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв и общая теория гумификации. М., 1990.
21. Перельман А.И, Касимов Н.С. Геохимия ландшафта. М., 1999.
22. Перминова И.В. Анализ, классификация и прогноз свойств гумусовых кислот: Автореф. дисс. ... докт. хим. наук. М., 2000.
зуют также для определении степени окисления серы в составе гумуса и торфяных почв.
• Новые методы анализа, основанные на достижениях физики и химии, определяют пути развития биогеохимии почв.
23. Пиневич А.В. Микробиология железа и марганца. СПб., 2005.
24. Росликова В.И. Марганцево-железистые новообразования в почвах равнинных ландшафтов гумидной зоны. Владивосток, 1996.
25. Фёдоров К.Н, Шоба С.А. Марганцево-железистые новообразования в почвах таежной зоны Обь-Иртышского междуречья // Биол. науки. 1972. № 7.
26. Чухров Ф.В., Горшков А.И, Дриц В.А. Гипергенные окислы марганца. М., 1989.
27. Чухров Ф.В., Горшков А.И, Тюрюканов А.Н. и др. К геохимии и минералогии марганца и железа в молодых продуктах гипергенеза // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1980. № 7.
28. Шоба С.А. Морфогенез почв таежно-лесной зоны. М., 2007.
29. Шоба С.А., Балабко П.Н. Микростроение и состав марганцево-железистых новообразований почв лесной зоны // Микроморфологическая диагностика почв и почвообразовательных процессов. М., 1983.
30. Эколого-географические закономерности эволюции почв и почвенного покрова мелиорируемых земель Нечерноземья / Под ред. М.С. Симаковой, Л.Л. Шишова. М., 1999.
31. Baveye P. A vision for future of soil science. The future of soil science / Ed. by A.E. Harttemink. Wageningen, 2006.
32. Blute N.K, Brabander D.J, Hemond H.F. et al. Arsenic sequestration by ferric iron plaque on cattail roots // Environ. Sci. Technol. 2004. Vol. 38.
33. Breuning-Madsen H. The future of soil science in industrial societies. The future of soil science / Ed. by A.E. Hart-temink. Wageningen, 2006.
34. Cabala J., Teper L. Metalliferous constitutes of rhi-zosphere soil contaminated by Zn-Pb mining in Southern Poland // Water Air Soil Pollut. 2007. Vol. 178.
35. Carlson L. Schwertmann KNatural occurrence of fero-xyhite (S'-FeOOH) // Clays Clay Minerals. 1980. Vol. 28, N 4.
36. Chen Z, Zhu Y.G., Liu W.J., Meharg A.A. Direct evidence showing the effect of root surface iron plaque on ar-senite and arsenate uptake into rice (Oryza sativa L.) // New Phytologist. 2005. Vol. 165.
37. Dessaus Y., Hinsinger P., Lemanceau P. Rhizosphere: so many achievements and even more challenges // Plant Soil. 2009. Vol. 321.
38. Dong H., Kostka J.E., Kim J. Microscopic evidence for microbial dissolution of smectite // Clays Clay Minerals. 2003. Vol. 51.
39. Dong H., Kukkadapu R.K., Fredrikson J.K. et al. Microbial reduction of structural Fe(III) in illite and goethite // Environ. Sci. Technol. 2003. Vol. 37.
40. Fan T.W.M., Lane A.N., Pedler J. et al. Comprehensi-ce analysis of organic ligands in whole root exudates using nuclear magnetic resonance and gas chromatography-mass spectrometry // Anal. Biochem. 1997. Vol. 251.
41. Fredrickson J.K., Zachara J.M., Kennedy D.W. et al. Biogenic Fe mineralization accompanying the dissimilatory reduction of hydrous ferric oxide by a groundwater bacterium // Geochim. Cosmochim. Acta. 1998. Vol. 62.
42. Frossard E. The future of soil science: the role of soils for the society and the environment. The future of soil science / Ed. by A.E. Harttemink. Wageningen, 2006.
43. Gadd G.M. Geomicology: biogeochemical transformations of rocks, minerals, metals and radionuclides by fungi, bioweathering and bioremediation // Mycol. Res. 2007. Vol. 111.
44. Hansel C.M., La Force M.J., Fendorf S., Sutton S. Spatial and temporal association of As and Fe species with aquatic plant roots // Environ. Sci. Technol. 2004. Vol. 36.
45. Hansen H.C.B., Borggaard O.K., Sorensen J. Evaluti-on of the free energy of formation of iron(II)iron(III)-hydro-xide-sulphate (Green Rust) and its reduction of nitrite // Geochim. Cosmochim Acta. 1994. Vol. 58.
46. Heinrichs H., Mayer R. Distribution and cycling of major and trace elements in two Central European forest ecosystems // J. Enveron. Qual. 1977. Vol. 6.
47. Hinsinger P., Alsass F, Jaillard B., Robert M.L. Roo-tinduced irreversible transformation of trioctahedral mica in rhizosphere of rape // Europ. J. Soil Sci. 1993. Vol. 44.
48. Hinsinger P., Gorban G.R., Gregory P.J., Wenzel W.W. Rhizosphere geometry and heterogeneity arising from root-mediated physical and chemical processes // New Phytol. 2005. Vol. 168.
49. Hundall L.S., Carmo A.M., Bleam W.L., Thompson M.L. Sulfur in biosolis-derived fulvic acid: characterization by XANES spectroscopy and selective dissolution approaches // Environ. Sci. Technol. 2000. Vol. 34.
50. Kirk G. The Biogeochemistry of Submerged Soils. Chi-chester, 2004.
51. Lee W., Batchelor B. Abiotic reductive dechlorination of chlorinated ethylenes by iron-bearing soil minerals. 2. Green rust // Environ. Sci. Technol. 2002. Vol. 36.
52. Lewis D.G. Factors influencing the stability and properties of Green rusts // Adv. Geoecology. Reiskirhen. 1997. Vol. 30.
53. Liu W.J., Zhu Y.G., Hu Y.et al. Arsenic sequestration in iron plaque, its accumulation and speciation in mature rice plants (Oryza sativa L.) // Environ. Sci. Technol. 2006. Vol. 40.
54. Lovley D.R. Organic matter mineralization with the reduction of ferric iron: a review // Geomicrobiol. J. 1987. Vol. 5, N 3-4.
55. Lovley D.R. Reduction of iron and humics in subsur-fase environments // Subsurface Microbiology and Biogeochemistry / J.K. Fredrickson, M. Fletcher (Eds.). 2001.
56. Maher B.A., Thompson R. Paleorainfall reconstructions from pedogenic magnetic susceptibility variations in the Chinese loess and paleosols // Quater. Res. 1995. Vol. 44.
57. Manceau A., Boisset M.C., Sarret G. et al. Direct determination of lead speciation in contaminated soils by EXAFS spectroscopy // Environ. Sci. Technol. 1996. Vol. 30.
58. Manceau A., Marcus M.A., Tamura N. Quantative spe-ciation of heavy metals in soils and sediments by synchrotron X-ray techniques //Rev. in Mineralogy and Geochemistry: Applications of Synchrotron Radiation in Low-Temperature Geochemistry and Environmental Science. Vol. 49. Washington, 2002.
59. Martin R.R., Naftel S.J., Macfie S. et al. Time of flight secondary ion mass spectrometry studies of the distribution
of metals between the soil, rhizosphere and roots of Populus tremuloides Minchx growing in forest soil // Ghemosphere. 2004. Vol. 54.
60. Martinez C.E., Bazilevskaya K.A., Lanzirotti A. Zinc coordination to multiple ligand atoms in organic-rich surface soils // Environ. Sci. Technol. 2006. Vol. 40.
61. Martinez C.E., McBride M.B., Kandianis M.T. et al. Zinc-sulfur and cadmium-sulfur association in metalliferous peats: evidence from spectroscopy, distribution coefficients, and phytoavailability // Environ. Sci. Technol. 2002. Vol. 36.
62. Matsunaga T., Sakaguchi T. Molecular mechanism of magnet formation in bacteria // J. Biosci. Bioeng. 2000. Vol. 90.
63. Mooney S.J., Foot K., Hutchings T.R., Moffat A.J. Mic-romorphological investigations into root penetration in a landfill mineral cap, Hertfordshire, UK // Waste Manag. 2006. Vol. 27.
64. Moran C.J., Pierret A., Stevenson A.W. X-ray absorption and phase contrast imaging to study the interplay between plant roots and soil structure // Plant Soil. 2000. Vol. 223.
65. Morra M.G., Fendorf S.E., Brown P.D. Speciation of sulfur in humic and fulvic acids using X-ray absorption near-edge structure (XANES) spectroscopy // Geochim. Cosmohim. Acta. 1997. Vol. 61.
66. Ona-Nguema G., Abdelmoula M., Jorand F. et al. Iron (II, III) hydroxycarbonate green rust formation and stabilization from lepidocrocite bioreduction // Environ. Sci. Technol. 2002. Vol. 36.
67. Ostergren J.D., Brown G.E., Parks G.A., Tingle T.N. Quantitative speciation of lead in selected mine tailing from Leadvill, Co. // Environ. Sci. Technol. 1999. Vol. 33, N 10.
68. Panfili F., Manceau A., Sarret G. et al. The effect of phytostabilization on Zn speciation in a dregged contaminated sediment using scanning electron microscopy, X-ray fluorescence, EXAFS spectroscopy and principal components analysis // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. Vol. 69.
69. Post J.E. Manganese oxide minerals: Crystal structures and economic and environmental significance // Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 1999. Vol. 96.
70. Saapanajaru T., Shea P.J., Comfort S.D. Green rust and oxide formation influences metolachlor dechlorination during zerovalent iron treatment // Environ. Sci. Technol. 2003. Vol. 37.
71. Salt D.E., Prince R.C., Baker A.J.M., Pickering I.J. Zinc ligands in the metal hyperaccumulator Thlaspi caerules-cens as determined using X-ray absorption spectroscopy // Environ. Sci. Technol. 1999. Vol. 33.
72. Seabaugh J.L., Dong H, Kukkadapu R.K. et al. Microbial reduction of Fe(III) in the Fitian and Muloorina illites: contrasting extents and rates of bioreduction // Clays Clay Minerals. 2006. Vol. 54, N 1.
73. Shelobolina E.S., Anderson R.T., Vodyanitskii Y.N. et al. Importance of clay size minerals for Fe(III) respiration in a petrolium-contaminated aquifer // Geobiology. 2004. Vol. 2.
74. Terzano R., Chami Z.A, Vekemans B. et al. Zinc distribution and soeciation within rocket plants (Eruca vesicaria L. Cavalieri) grown on a polluted soil amended with compost as determined by XRF microtomography and micro-XANES // J. Agric. Food Chem. 2008. Vol. 56.
75. Voegelin A., Weber F.-A. Distribution and speciation of arsenic around roots in a contaminated riparian fioodplain soil: micro-XRF element mapping and EXAFS spectroscopy // Geochim. Cosmochim. Acta. 2007. Vol. 71.
76. Wheatley R.E. Ochre deposits and associated bacteria in some field drains in Scotland // J. Soil Sci. 1988. Vol. 39.
77. Wielinga B., Mizuba M.M., Hansel C.M., Fendorf S. Iron promoted reduction of chromate by dissimilatory iron-reduction bacteria // Environ. Sci. Technol. 2001. Vol. 35.
78. World reference base for soil resources. Wageningen; Rome, 1998.
79. Xia K., Weesner F, Bleam W.F. et al. XANES studies of oxidation states of sulfur in aquatic and soil humic substances // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1998. Vol. 62.
Поступила в редакцию 02.12.2012
MODERN ANALYSIS TECHNIQUES IN SOIL BIOGEOCHEMISTRY
Yu.N. Vodyanitskii, S.A. Shoba
Developing soil biogeochemistry has chosen to explore not only the behavior of atoms in the soils and landscape, but also compounds: molecules of organic-mineral complexes, crystal structures, as well as living organisms. Their study has required specialists soil scientists gain new experimental methods. Electron microscopy showed the best results and spectral methods: the nuclear gamma-ray resonance, nuclear magnetic resonance and X-ray absorption spectroscopy using synchrotron radiation. The use of these techniques has provided new information about the role of biota in the geochemistry of many chemical elements comprising mineral as well as organic parts of soil. Are the recent important results of the studies in different regions of the world.
Key words: biogeochemistry, soils, electron microscopy, nuclear magnetic resonance, X-ray absorption spectroscopy.
Сведения об авторах
Водяницкий Юрий Никифорович, докт. с.-х. наук, профессор каф. общего почвоведения ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. E-mail: yu.vodyan@mail.ru. Шоба Сергей Алексеевич, чл.-корр. РАН, докт. биол. наук, профессор, зав. каф. географии почв, декан ф-та почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова. Тел.: 8(495)939-35-23; e-mail: soil.msu@mail.ru.
