Geochemia środowiska - ebook

Wstęp

Niniejsza książka stanowi kontynuację wcześniejszych naszych dwóch podręczników pt. „Zarys geochemii środowiska” (2003) i „Podstawy geochemii środowiska” (2007). Od ostatniego wydania minęło 8 lat i dlatego wiele poruszanych w nim zagadnień należy przedstawić w nowym świetle oraz dokonać niezbędnych poprawek i uzupełnień. Potrzeba opracowania nowego podręcznika wyniknęła z dwóch przyczyn:

– z wyjątkowo dynamicznego rozwoju tej fascynującej dyscypliny nauk o Ziemi, jaką jest geochemia środowiska, jak również

– z braku książek z zakresu tytułowej tematyki na rynku wydawniczym w Polsce.

Znaczenie geochemii środowiska wynika z coraz większej obawy opinii publicznej przed zanieczyszczeniem czy wręcz skażeniem różnych elementów abiotycznych (gleb, wód powierzchniowych i podziemnych, osadów wodnych, powietrza) i biotycznych (roślinności i zwierząt) a w konsekwencji – przed wpływem substancji zanieczyszczających i toksycznych na stan zdrowotny populacji ludzkiej. Inne poważne zagrożenia dla środowiska przyrodniczego wiążą się ze zmianami globalnymi wywołanymi lub modyfikowanymi przez działalność gospodarczą człowieka.

Geochemia środowiska włącza się też coraz bardziej w nurt badań nad ewentualnym wpływem zanieczyszczeń na zmiany klimatyczne w skali całego globu, a w szczególności na zwiększenie efektu cieplarnianego i „dziury” ozonowej. Mimo, że korzenie klasycznej geochemii tkwią w naukach o Ziemi, to jednak od lat sześćdziesiątych XX w. obserwuje się jej stopniową ewolucję w kierunku nauk biologicznych, rolniczych i medycznych sensu lato. Powstanie i rozwój geochemii i biogeochemii środowiska, geochemii organicznej, geotoksykologii oraz geochemii medycznej jest potwierdzeniem interdyscyplinarnego charakteru tej dziedziny wiedzy i potencjalnych możliwości jej rozwoju. Geochemia środowiska posługuje się metodami i technikami stosowanymi m.in. w naukach o Ziemi (głównie w klasycznej geochemii, mineralogii, petrologii, geologii złóż, hydrogeologii i geofizyki), także w chemii, fizyce, biologii i toksykologii. Stwarza to dla niej ogromne możliwości badawcze i interpretacyjne, przy jednocześnie bardziej holistycznym podejściu do wielu kluczowych zagadnień środowiska. Taki interdyscyplinarny zakres stanowi też impuls do rozwoju nowych hybrydowych metod i technik badawczych oraz kierunków badań.

Książka „Geochemia środowiska” składa się z dwóch części: ogólnej i szczegółowej. Pierwszą z nich otwiera rozdział, w którym omówiono w zarysie historię geochemii, geo- i ekoanalityki z podkreśleniem ich ścisłego związku z naukami mineralogicznymi. W następnym rozdziale przedstawiono pozycję geochemii środowiska na tle nauk przyrodniczych oraz jej cele i zadania. Aby w pełni zrozumieć obieg pierwiastków chemicznych w środowisku przyrodniczym, niezbędna jest znajomość fizykochemicznych podstaw klasycznej geochemii, mineralogii i petrologii. Tym dziedzinom nauk o Ziemi poświęcono dalsze rozdziały książki. Opisano w nich m.in. strefy kuli ziemskiej wraz z ich charakterystyką geochemiczną oraz podstawowe zagadnienia związane z tektoniką płyt, z tą najbardziej rewolucyjną teorią ewolucji skorupy ziemskiej, która w ostatnich kilku dekadach wywarła ogromny wpływ na rozwój nauk przyrodniczych. Tłumaczy ona mechanizm wielu procesów geologicznych: tektonicznych, magmowych, złożowych, „wędrówki” kontynentów itp., a w szczególności wielkoskalowego obiegu pierwiastków, zmian klimatycznych i katastrof naturalnych. Implikacje teorii tektoniki płyt sięgają jednak dalej i obejmują różne zagadnienia związane np. z rozwojem życia w ekstremalnych warunkach fizykochemicznych panujących na Ziemi i w układzie słonecznym, z ewolucją i przetrwaniem gatunków na Ziemi, biotechnologią itp. W kolejnych rozdziałach omówiono najważniejsze czynniki geochemiczne i klasyfikacje pierwiastków oraz środowiska i procesy geochemiczne w litosferze. Przedstawiono również problematykę związaną z rolą biosfery w procesach geochemicznych i obiegu pierwiastków. Omówiono cykle globalne azotu, fosforu, siarki, tlenu, węgla i wodoru oraz podano charakterystykę geochemiczną i toksykologiczną wybranych pierwiastków. Odrębny rozdział poświęcono izotopom znajdującym coraz częstsze zastosowanie w badaniach stanu środowiska przyrodniczego, określaniu lokalizacji źródeł zanieczyszczeń oraz „śledzeniu” ścieżek przemieszczania się substancji potencjalnie toksycznych.

W części szczegółowej omówiono w zarysie metody badań terenowych i laboratoryjnych oraz statystycznej obróbki uzyskanych wyników. Przedstawiono też najważniejsze zagadnienia związane z zastosowaniem metod geofizycznych, zwłaszcza teledetekcji, w rozwiązywaniu różnych zagadnień z zakresu geochemii środowiska. Kolejno omówiono wpływ zmian globalnych na powstawanie „kwaśnych opadów”, „dziury” ozonowej i efektu cieplarnianego, a następnie ich oddziaływanie na środowisko przyrodnicze w aspekcie procesów geochemicznych. Osobny rozdział poświęcono roli geochemii środowiska w badaniach i ochronie podstawowych składników przyrody nieożywionej, w tym litosfery, wód powierzchniowych i podziemnych, osadów wodnych, gleb, obszarów podmokłych i torfowisk oraz powietrza. W rozdziale tym omówiono też wpływ na środowisko przyrodnicze kwaśnych wód pochodzących z eksploatowanych i nieeksploatowanych złóż rud siarczków metali i węgli oraz pirytonośnych formacji skalnych. Poruszono w nim również podstawowe zagadnienia związane z gospodarką odpadami, inżynierią, technologią, zasobami naturalnymi i energią w relacji do środowiska przyrodniczego.

Interaktywne związki między elementami biotycznymi i abiotycznymi oraz znaczenie biowskaźników omówiono w dwóch rozdziałach poświęconych:

– wykorzystaniu roślin na dwóch biegunach działalności człowieka – w poszukiwaniu (prospekcji) złóż surowców mineralnych lub rekultywacji i bioremediacji obszarów pogórniczych i skażonych oraz

– biomonitoringowi stanu środowiska ze szczególnym uwzględnieniem porostów, sosny zwyczajnej i mchów.

W tym bloku zagadnień umieszczono też rozdział poświęcony biogórnictwu i fitogórnictwu, w których wykorzystuje się mikroorganizmy i rośliny do otrzymywania metali z odpadów pogórniczych lub wód kopalnianych. W końcowych rozdziałach przedstawiono podstawową problematykę z zakresu geotoksykologii, geochemii organicznej, geochemii medycznej, geochemii miast i geochemii sądowej.

Niniejsza książka jest przeznaczona dla specjalistów, doktorantów i studentów zainteresowanych naukami o Ziemi, o środowisku przyrodniczym, naukami biologicznymi, chemicznymi, rolniczymi i medycznymi. Powstała ona m.in. w wyniku realizacji polskich i amerykańskich projektów badawczych z zakresu geochemii środowiska. Autorzy książki prezentują „geologiczny” punkt widzenia omawianych zagadnień i uwypuklają rolę elementów abiotycznych w interakcjach geochemicznych zachodzących w biosferze. Należy więc mieć nadzieję, że ten nieco odmienny od tradycyjnego, sposób przedstawienia przedmiotowego zagadnienia będzie impulsem do dalszych przemyśleń, studiów i badań.

Każda publikacja jest dziełem nie tylko samych autorów, lecz również osób bliskich, wspierających dobrą radą oraz intelektualną lub materialną pomocą. Autorzy składają szczególne podziękowania prawdziwym przyjaciołom: dr. Paulowi J. Lamothe, dr. Jamesowi G. Crockowi i dr. Larry’emu P. Goughowi, emerytowanym pracownikom Służby Geologicznej Stanów Zjednoczonych (US Geological Survey), prof. dr. hab. Stanisławowi Hałasowi z Zakładu Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki Uniwersytetu Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie oraz dr. inż. Piotrowi Pasławskiemu i mgr Krystynie Hnatyszak emerytowanym pracownikom Centralnego Laboratorium Chemicznego Państwowego Instytutu Geologicznego – Państwowego Instytutu Badawczego w Warszawie za wieloletnią współpracę naukową i wymianę informacji, które zaowocowały powstaniem tej książki. Autorzy dziękują też prof. dr hab. Alinie Kabacie-Pendias z Instytutu Uprawy, Nawożenia i Gleboznawstwa w Puławach, prof. dr. hab. inż. Andrzejowi Maneckiemu z Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie oraz prof. dr. hab. Mariuszowi O. Jędryskowi i prof. dr hab. Michałowi Sachanbińskiemu z Instytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego we Wrocławiu, których publikacje stanowiły dla nich inspirację naukową, za twórcze dyskusje oraz cenne i krytyczne uwagi, które wpłynęły na poprawę poziomu merytorycznego niniejszego dzieła.4. Tektonika płyt – klucz do zrozumienia wielkoskalowego obiegu pierwiastków

4.1. Uwagi wstępne

Teoria ekspansji dna oceanicznego, znana częściej pod nazwą tektoniki płyt (ang. plate tectonics), została przedstawiona po raz pierwszy przez A. Holmesa w 1945 r. Gwałtowny rozwój tej teorii nastąpił w latach sześćdziesiątych XX w. za sprawą trzech wybitnych badaczy: H.H. Hessa, R.S. Dietza i J.T. Wilsona. Ostatni z wymienionych wprowadził ideę tzw. gorących plam (ang. hot spots) – miejsc, charakteryzujących się wyjątkowo wysokim gradientem temperatur (ang. thermal plumes). Idea ta tłumaczy powstawanie nowych wulkanów (Hawaje) lub form hydrotermalnych (Park Narodowy Yellowstone) w kierunku przeciwnym do ruchu nadległej płyty oceanicznej lub kontynentalnej (zob. s. 598–600, rys. 4.1–4.5). Mimo pewnych niejasności, czy wręcz sprzeczności, wielokrotnie modyfikowana teoria Holmesa-Hessa-Dietza-Wilsona przyczyniła się do rewolucyjnego przełomu w naukach o Ziemi; nastąpiło wyjaśnienie nie tylko Wegenerowskiej hipotezy dryftu kontynentów i związanych z nią zmian paleogeograficznych, paleoklimatycznych, migracji fauny i flory, lecz również genezy ruchów tektonicznych, powstania wielu złóż rud metali i niektórych skał (np. niebieskich i zielonych łupków metamorficznych (ang. blueshists, greenschists)). Tektonikę płyt zalicza się, obok teorii budowy atomu oraz teorii ewolucji, do najbardziej rewolucyjnych osiągnięć nauk przyrodniczych.

Skorupa ziemska składa się z mozaiki ośmiu dużych i około tuzina małych płyt tektonicznych (litosferycznych), obejmujących lżejszą skorupę kontynentalną (granitową) i cięższą oceaniczną (bazaltową) o miąższościach odpowiednio do 200 i 15 km (Simkin i in., 1994). Do największych należą: Płyta Antarktyczna, Płyta Euroazjatycka, Płyta Afrykańska, Płyta Indo-Australijska, Płyta Nazca, Płyta Pacyficzna, Płyta Północnoamerykańska, Płyta Południowoamerykańska, Płyta Arabska, Płyta Filipińska, Płyta Juan de Fuca, Płyta Karaibska, Płyta Kokosowa i Płyta Scotia (rys. 4.6).

Rys. 4.6. Rozkład płyt tektonicznych na powierzchni kuli ziemskiej (Kious, Tilling, 1995, uzupełnione przez autorów)

Wymienione płyty przesuwają się bardzo powoli (z prędkością od 1 do 10 cm rocznie) po astenosferze, czyli gęstej półplastycznej zewnętrznej warstwie płaszcza Ziemi. Ciepło powstałe w jądrze i dolnym płaszczu wędruje ku powierzchni Ziemi, tworząc prądy konwekcyjne. Inicjują one ruch („wędrówkę”) wyżej leżących płyt. W miejscach, gdzie prądy się rozchodzą powstają strefy spredingu (akrecji), natomiast gdzie schodzą – strefy subdukcji (vide rozdz. 4.2). W strefach spredingu dochodzi do wypływów magmy, w wyniku których litosfera podnosi i przesuwa się na zewnątrz od grzbietu, co wymusza przemieszczanie płyt oceanicznych w kierunku stref subdukcji, gdzie następuje ich pogrążanie w astenosferze (Stanley, 2002).

Przypuszcza się, że płyty utworzyły się już w najwcześniejszych etapach historii Ziemi, tj. ok. 4,6 mld lat temu. W dziejach Ziemi wielokrotnie dochodziło do tworzenia się i rozpadu superkontynentów. I tak około 200 milionów lat temu istniał jeden superkontynent Pangea, który początkowo rozpadł się wzdłuż stref ryftowych na dwie podstawowe masy lądowe Laurazję (na północy) i Gondwanę (na południu), a następnie w wyniku ich dalszej dezintegracji na obecne płyty-kontynenty.

4.2. Granice płyt tektonicznych

Aktywność płyt prowadzi do powstania czterech rodzajów granic (rys. 4.7):

Rys. 4.7. Główne typy granic płyt tektonicznych (Kious, Tilling, 1995, uzupełnione przez autorów)

1. Granice konstrukcyjne lub rozbieżne (ang. constructive margins, divergent boundaries) powstają między dwiema rozchodzącymi się płytami. Są to miejsca, gdzie zaczyna tworzyć się skorupa ziemska (strefy spredingu – ang. sea-floor spreading centers). Każda strefa spredingu składa się z śródoceanicznego grzbietu górskiego (ang. mid-ocean ridge) i centralnej doliny ryftowej (ang. central rift-valley). Przykładami są: Wyniesienie Wschodniopacyficzne, Grzbiet Juan de Fuca i Wyniesienie Środkowoatlantyckie. Wszystkie wymienione struktury są przykryte oceanami. Jedynymi wyjątkami są Islandia i Wyspa Wniebowstąpienia, gdzie grzbiet górski (wraz z czynnymi wulkanami) odsłania się na powierzchni oceanu. Struktura ryftowa jest miejscem, gdzie wydobywa się lawa bazaltowa o temperaturze powyżej 1000°C i które wykazuje aktywność hydrotermalną (ang. sea-floor hot springs, smokers). Rocznie zwiększa się grubość skorupy oceanicznej od 2,5 cm (Grzbiet Arktyki) do 25 cm (Wyniesienie Wschodniopacyficzne). Kolejne iniekcje magmy powodują powstanie nowych grzbietów i centralnych dolin ryftowych oraz rozchodzenie się starszych struktur na zewnątrz. Rocznie przybywa ok. 20 km³ skorupy oceanicznej. Śródoceaniczne grzbiety górskie tworzą jeden gigantyczny globalny system (ang. global mid-ocean ridge) o długości ponad 75 000 km i wysokości ok. 4500 m. Jest to najwyraźniej zaznaczona struktura morfologiczna Ziemi (Simkin i in., 1994; Kious, Tilling, 1995). Odmianą wymienionych struktur oceanicznych są lądowe systemy ryftowe (np. Afryki Środkowej, Morza Czerwonego i Zatoki Adenu), gdzie dochodzi do rozdzielenia się dwóch brzegów rowu, wywołanego iniekcją magmy z astenosfery. Konsekwencją tych procesów będzie powstanie nowego oceanu oraz położonej na wschód podłużnej wyspy rogu Afryki. Przykładem wcześniejszego oderwania się od Afryki dwóch mas lądowych są Madagaskar i Dekan.

Granice destrukcyjne lub zbieżne (ang. destructive margins, convergent boundaries, subduction zones) są to rowy oceaniczne o głębokości ok. 8–11 km, w których cięższa „bazaltowa” płyta oceaniczna podsuwa się bardzo wolno (ang. slow „collision”) pod lżejszą „granitową” płytę kontynentalną. Klasycznym przykładem jest oceaniczna Płyta Nazca zagłębiająca się pod Płytę Ameryki Południowej. Proces ten doprowadził do powstania Rowu Chilijsko-Peruwiańskiego, przy czym czoło płyty kontynentalnej uległo wypiętrzeniu dając łańcuch górski Andów. Ruchom mas skalnych ku górze towarzyszą silne trzęsienia ziemi. W strefach subdukcji dochodzi do stopienia lżejszego, „zeskrobanego” z płyty oceanicznej, materiału skalnego (głównie osadu morskiego). Tworzy on gigantyczne „bąble” kwaśnej magmy, wędrujące strefami zluźnień ku górze górotworu. W przypadku zastygnięcia w głębszych partiach dają one intruzje magmowe typu batolitów (np. słynne kopuły granitowe – granite domes w Parku Narodowym Yosemite w Kalifornijskich Górach Sierra Nevada), a przebijając powierzchnię wywołują gwałtowne erupcje wulkaniczne (np. wulkany ryolitowe i dacytowe Gór Kaskadowych w NW części USA) (zob. s. 601, rys. 4.8, 4.9). Strefy subdukcji powstają również w wyniku podsuwania się jednej płyty oceanicznej pod drugą, np. szybko przesuwającej się Płyty Pacyfiku pod znacznie wolniejszą Płytę Filipińską. Elementami strukturalnym towarzyszącymi tym strefom są rowy oceaniczne (np. Rów Mariański) oraz równoległe do nich wulkaniczne łuki wysp (ang. island arcs) (np. Archipelag Wysp Mariańskich). W przypadku kolizji dwóch płyt kontynentalnych nie dochodzi do subdukcji, lecz wypiętrzenia występujących między nimi osadów. W ten sposób w wyniku nacisku Płyty Indo-Australijskiej na Płytę Euroazjatycką, które rozpoczęło się ok. 40–50 milionów lat temu, doszło do powstania najpotężniejszych systemów górskich na lądzie – Himalajów (o wysokości do 8854 m n.p.m.) i Karakorum oraz jednoczesnego wypiętrzenia Płaskowyżu Tybetu (do ok. 4600 m n.p.m.).

2. Granice konserwatywne (ang. conservative margins, transform boundaries) występują wzdłuż przesuwających się obok siebie płyt. Bilans jest tu zerowy – litosfery ani nie przybywa, ani nie ubywa. Klasycznym przykładem takich stref są uskoki przesuwcze (ang. strike-slip faults). Należy do nich słynny uskok San Andreas w Kaliforni o długości ok. 1300 km, wzdłuż którego przesuwają się dwie płyty – Ameryki Północnej (w kierunku południowo-wschodnim) i Pacyfiku (ku północnemu zachodowi) z szybkością ok. 5 cm rocznie. Proces ten trwa już 10 mln lat. Wymieniony uskok łączy jednocześnie Wyniesienie Wschodniopacyficzne i Południowy Grzbiet Gorda–Juan de Fuca–Explorer. Oceaniczne uskoki przesuwcze osiągają długość kilku tysięcy kilometrów, tworząc miejscami kaniony o głębokości do 8 km.

3. Strefy graniczne płyt (ang. plate boundary zones) są niezbyt wyraźne, a ich charakter nie jest całkowicie jasny lub czytelny. Jedną z takich stref jest region alpejsko-śródziemnomorski, położony między Płytami Euroazjatycką i Afrykańską. Występują tu dwie duże płyty i kilka mikropłyt, co jest powodem istnienia bardzo skomplikowanych struktur geologicznych oraz układów trzęsień ziemi i działalności wulkanicznej.

4.3. Znaczenie tektoniki płyt w naukach przyrodniczych

Tektonika płyt tłumaczy rozmieszczenie wulkanów oraz stref działalności postwulkaniczno-hydrotermalnej i trzęsień ziemi (Rona, 1986; Kious, Tilling, 1995). Prawie 3/4 rejestrowanych trzęsień ziemi i 2/3 czynnych wulkanów występuje w strefach subdukcji, otaczających Ocean Spokojny („Pierścień Ognia” – ang. „Ring of Fire”). W przeciwieństwie do stref spredingu, w których trzęsienia ziemi są niewielkie (rozsuwanie się cienkiej skorupy oceanicznej powoduje szybkie rozładowanie naprężeń), strefy subdukcji charakteryzują się najsilniejszymi wstrząsami, a ich epicentra są zlokalizowane na głębokości co najmniej do 300 km. W tych ostatnich występują wulkany złożone (stratowulkany) o dużej sile eksplozji. Przykładem może być wulkan Pinatubo, położony na zachodnim skraju Płyty Filipińskiej, którego erupcja w 1991 r. należała do największych w XX w. Potoki popiołu i błota doprowadziły do ogromnej dewastacji terenu w jego rejonie. Silne trzęsienia ziemi występują też w miejscu kontynentalnych uskoków przesuwczych. W strefach kolizji płyt kontynentalnych, jak również oceanicznych uskoków przesuwczych, trzęsienia ziemi są na ogół słabe, a ich epicentra są zlokalizowane na niewielkich głębokościach. W wymienionych strefach nie rejestruje się też intensywnej działalności wulkanicznej.

Wiele wulkanów występuje również nad „gorącymi plamami” w centralnych partiach płyt oceanicznych (wulkany tarczowe) oraz kontynentalnych (wulkany złożone) (Harris, Tuttle, 1990). Wstępujący strumień ciepła częściowo nadtapia nasuwającą się płytę, co prowadzi do powstania – zależnie od składu litologiczno-petrograficznego skał podłoża – magmy bazaltowej, dacytowej lub ryolitowej. Magma wypychana ku górze tworzy wulkany. Do klasycznych przykładów należy tu Hawaiian Ridge-Emperor Seamount Chain z największymi czynnymi wulkanami na świecie: Kilauea i Mauna Loa oraz położonym na południowy wschód najmłodszym podwodnym wulkanem Loihi.

Podmorskie trzęsienia ziemi oraz niekiedy wybuchy wulkanów są źródłem gigantycznych fal, zwanych tsunami. Są to serie fal przebiegające przez ocean z szybkością ponad 800 km/h i spiętrzające się w strefach linii brzegowej na wysokość kilkudziesięciu metrów. W wyniku erupcji wulkanu Krakatau (Krakatoa) w 1883 r., fale tsunami zmyły 165 wiosek na wybrzeżach Jawy i Sumatry, zabijając ok. 36 000 ludzi. Do najtragiczniejszego podmorskiego trzęsienia ziemi doszło jednak w 2004 r. w wyniku gwałtownego podniesienia się Płyty Filipińskiej o 20 m przez podsuwającą się pod nią Płytę Indo-Australijską. Gigantyczna fala o wysokości do ponad 30 m przetoczyła się wzdłuż wybrzeży północnego Oceanu Indyjskiego, zabijając ok. 300 tys. osób.

Skorupa oceaniczna jest również „taśmą” rejestrującą historię zmian pola magnetycznego Ziemi. Mapy paleomagnetyczne przedstawiają pasy w przybliżeniu równoległe do stref spredingu o przeciwnej orientacji biegunowej kryształów magnetytu (Fe²⁺Fe³⁺₂O₄).

Nie mniejsze reperkusje wywarła teoria tektoniki płyt na interpretację zmian paleoklimatycznych i ewolucji gatunków. Poszczególne kontynenty łączyły się i rozchodziły, przesuwając się jednocześnie przez różne strefy klimatyczne. Przykładami efektu tego procesu są: pokłady węgla kamiennego z paprociami rodzaju Glossopteris (pozostałości po karbońskich bagiennych lasach tropikalnych), występujące obecnie na Antarktydzie, gliny polodowcowe (tillity) z Afryki południowej (Vaal River Valley) lub odrębne linie rozwoju gatunków roślin i zwierząt na izolowanych kontynentach lub oderwanych od nich wyspach (mikropłytach). Skamieniałości Glossopteris, znajdowane w Ameryce Południowej, Afryce, Dekanie, Australii i Antarktydzie, świadczą o istnieniu w triasie (ok. 235 mln lat temu) superkontynentu Gondwany. Przez cały ten okres skorupa ziemska rodziła się i umierała, przechodząc przez wiele cyklów rozwojowych.

Obecnie przyjmuje się, że tektonika płyt jest czynnikiem niezbędnym do rozwoju życia na planetach (Marion i in. 2003). Okresowa przebudowa litosfery umożliwia uzupełnienie zasobów naturalnych biosfery – puli biopierwiastków (Schlesinger, 2005).