Углерод в биосфере и почвах

Живое вещество экосистем было и остается главным механизмом функционирования биосферы и поддержания почвенного плодородия. Живое вещество с биогеохимической точки зрения — это высокоорганизованная система соединений углерода, кислорода, водорода и азота (углеводов и белков).

История жизни, биосферы и почвенного покрова на планете в значительной мере протекала совместно с историей соединений H, O, C, N, P, S, Ca, K в литосфере, атмосфере, гидросфере.

Лучше всего роль углерода в биосфере иллюстрируется схемой его круговорота, суммирующей данные А. А. Ничипоровича (1972а, б) и П. Дювиньо (Duvigneaud, 1974). Из этой схемы следует, что в биосфере продуцентом кислорода является фотосинтез, основным потребителем углекислоты — также фотосинтез, а хранителем углерода — живая биомасса, органическое вещество, известковые осадочные породы, горючие ископаемые и каустобиолиты, гумусовая оболочка почв суши и мелководий.

Исключительная роль в биосфере принадлежит углероду и его соединениям. Именно они составляют основу жизнедеятельности автотрофных организмов, обладающих способностью накапливать и преобразовывать солнечную энергию в энергию органических веществ, что позволяет фиксировать азот и обеспечивать рост, питание, воспроизводство биомассы растений, травоядных, хищников и низших в пищевых цепях экосистем.

Коэффициент концентрации углерода в живом веществе и почвах по сравнению с литосферой выражается величинами соответственно 180—900 и 20—150. Но углерод обладает и наибольшей технофильностью — n·10¹⁰—n·10¹¹ (Перельман, 1972, 1973). Он входит в состав угля, нефти, газов, горючих сланцев. Это элемент, входящий в состав цементов, стройматериалов, органического сырья, пищи, фуража, многих препаратов. Общепризнано, что первичная атмосфера планеты отличалась высоким содержанием соединений углерода: CO₂, CO, COS, CH₄, HCN. Первичная гидросфера была также богата соединениями углерода (Кальвин, 1971).

Надо полагать, что содержание CO₂, CO и CH₄ в атмосфере было выше того, что оказалось захваченным в пузырьки газов остывшей магмы. В основном первичная атмосфера Земли обязана поступлением газов из верхней мантии. В восходящих от мантии газах на глубинах 150—200 км на долю CH₄ и CO₂ приходится 50—60% объема, а остальное — на долю паров воды (Чекалюк, 1967). Крайне высокие температуры верхней мантии (до 1600°С), давление, достигающее сотен тысяч атмосфер, сложная смесь расплавленной магмы и газов, восходящая к поверхности, дегазация расплавленной магмы — все это способствовало образованию масс воды и первичной атмосферы, обогащенной угольной кислотой и метаном.

Считается, что общее количество углерода, поступившего из мантии в атмосферу и литосферу за время существования Земли, измеряется порядком величин n · 10¹⁶ т. Поступления CO₂, CH₄ (а с ними SO₂, H₂S, NH₃, N₂) в атмосферу из верхней мантии продолжается и поныне в форме фумарол и при излияниях лавы из кратеров вулканов, а также путем газовых потоков и диффузии их в областях тектонических разрьюов земной коры. Это явление наблюдается в рифтовых зонах повышенной сейсмичности и вулканизма; оно усиливается в периоды горообразования и роста активности вулканов (Чекалюк, 1967; Bolin etal., 1979).

Современный приток ювенильного углерода к поверхности литосферы и в биосферу, вероятно, составляет n · 10^7-8 т С ежегодно.

Эволюция и распределение соединений углерода, поступивших в атмосферу и первоначальную литосферу(n · 10¹⁶ т из общих запасов углерода порядка n · 10¹⁸ т) были крайне сложны. Наибольшую роль сыграли два основных биогеохимических процесса: углекислотное выветривание магматических пород с образованием карбонатов металлов, развитие жизни, образование и захоронение масс органического вещества на планете.

Процесс углекислотного выветривания изверженных пород на Земле проходил параллельно образованию и миграции водных масс и в соответствии с содержанием углекислоты в воздухе и воде. Однако это выветривание было стерильным, жизни еще не было. Полевые шпаты и другие алюмосиликаты при выветривании в качестве остаточного продукта давали массы каолинита и гидрослюд и в растворе углекислые соли кальция, натрия, магния. Из кальциевого шпата CaAl₂Si₂O₈ образовывались CaCO₃, Ca(HCO₃)₂ и окислы Si и Al, натриевый шпат NaAlSi₃O₈ давал Na₂CO₃, NaHCO₃, Na₂SiO₄ и золи nSiO₂. Аналогичным путем образовались массы MgCO₃ и CaMg(CO₃)₂ при выветривании магнезиальных силикатов и алюмосиликатов.

Сходные явления образования растворов карбонатов и бикарбонатов щелочей и щелочных земель интенсивно происходят и поныне. Но в древней атмосфере, где CO₂ содержалась в более высоких концентрациях, их образование было особенно интенсивным. Именно этими обстоятельствами объясняется накопление в осадочных толщах земной коры колоссальных масс доломитов, известняков, различных карбонатов, столь характерных для осадочных пород.

По мере развития жизни и вовлечения кальция в биосферу и состав живого вещества ускорялся и усиливался круговорот углерода. Нарастали процессы образования карбонатов и их геохимической миграции в пространстве. Образование карбонатов щелочей и щелочных земель происходило и происходит также в результате обменных реакций, возникающих

в грунтах и почвах между поглощенными катионами и водородом угольной кислоты (реакция Гедройца) при восходящих или нисходящих движениях растворов. В конечном счете содержание углерода в массе карбонатов Ca, Mg, Na, K, обязанных этому биогеохимическому процессу, достигло величины порядка n · 10¹⁶ т и составляет большую (80%) часть углерода литосферы. При этом непрерывно росло преобладание в составе карбонатов осадочных пород CaCO₃ над MgCO₃ — от 2,39 : 1; 4,49 : 1 в породах девона до 8,89 : 1 в породах карбона и до 37-40 : 1 в породах мелового и третичного периодов (Goldschmidt, 1954).

Процесс образования карбонатов различных металлов, особенно Ca, Mg, Na, связал огромные количества углекислоты атмосферы и перевел их путем подземного и речного стока в осадки донных отложений, в толщи известняков и доломитов. И ныне речные воды ежегодно сбрасывают в Мировой океан и во внутриматериковые низменности суши миллионы тонн углекислых солей. Только в океан сток карбонатов составляет около 1,3 · 10⁹ т ежегодно.

Важнейшим этапом в биогеохимическом круговороте и миграции соединений углерода было возникновение фотосинтеза и развитие флоры и фауны в океане, в прибрежных мелководьях и затем наиболее пышно — на суше.

Образование масс живого и мертвого органического вещества, как показывают данные исторической геологии, проходило в условиях древнего гидроморфного почвообразовательного процесса в аккумулятивных ландшафтах. Современными аналогами таких условий и процессов являются торфяно-болотные леса Колхиды (дельта р. Риони), поймы величайшей дельты мира р. Амазонки, обширные облесенные торфяники северного полушария. Погребение таких масс органического вещества толщами донных, дельтовых, аллювиальных осадков систематически выключало колоссальные количества углерода и углекислоты из атмосферы, переводя их в литосферу.

Образование и захоронение в литосфере органического вещества (угли, нефть, асфальты, сланцы, сапропель, рассеянная органика в осадках, газовые месторождения) было вторым по времени возникновения, но не меньшим по значению процессом выключения углерода (углекислоты) из атмосферы, гидросферы и из круговорота веществ в биосфере на периоды десятков и сотен миллионов лет.

Считается, что углерод, связанный в виде биогенных осадков в земной коре планеты (горючие ископаемые и рассеянные примеси органики в осадочных породах), составляет примерно 20% всего запаса углерода земной коры (Baes, Goeller, 1976). По данным Успенского (1956) и Галимова (1968), 14 · 10¹⁵ т углерода сосредоточено в осадочных породах морского происхождения, около 3 · 10¹⁵ т в органическом веществе морских осадков, около 0,5 · 10¹⁵ т в виде углерода горючих ископаемых и около 0,37 · 10¹⁵ т углерода растворенной углекислоты содержится в воде океана. Велико количество углерода растворенного органического вещества в пресных водах суши (реки, озера, болота) — около 3,2 · 10⁹ т (Успенский, 1956). К этому надо добавить 58 · 10⁹ т углерода озерных сапропелей, 480 · 10⁹ т углерода органического вещества болот. Растворенная органика природных вод более всего представлена гуминовыми и фульвокислотами. Эти кислоты образуют геохимически подвижные (растворимые) соединения железа, алюминия, марганца, меди, цинка и многих других элементов. Благодаря этому коренным образом изменилось поведение многих металлов в почвах, способность к их выносу и накоплению.

Вывод углекислоты из атмосферы, образование, перенос и осаждение углекислых солей, возникающих при выветривании изверженных пород, был усилен участием организмов. Но этот процесс не сопровождался освобождением кислорода и его накоплением в атмосфере. История кислорода в земной атмосфере связана с фотосинтезом и длительным выключением органических веществ из наземных биогеохимических циклов.

Совместное влияние процессов углекислого выветривания, фотосинтеза и образования захороненных масс карбонатов и органического вещества на планете усиливалось несколько раз в периоды оживления вулканизма, когда содержание двуокиси углерода в воздухе значительно увеличивалось (Ронов, 1978). Однако, достигнув максимума (совпадавшего с максимумом образования магматических пород), оба процесса снижали интенсивность по мере вывода из атмосферы масс двуокиси углерода в виде известняков и углей. Главными экстракторами CO₂ из атмосферы на геологически длительные периоды были океан и моря (осаждение карбонатов и органики, приносимых с континентов), гумусированный аллювий рек, донные отложения озер и растущие залежи торфов в болотах и дельтовых низменностях. После кембрия было пять крупных циклических процессов и два ослабленных. Процессы связывания углерода получали максимально выраженное/ накопление карбонатов и захоронения органики в осадочных породах в периоды океанических трансгрессий на сушу (Малиновский, 1982). В отдельные периоды при этом концентрация CO₂ опускалась до 100 ppm, но в периоды интенсивного вулканизма поднималась до 900 ppm (Малиновский, 1982). Общая направленность вела к уменьшению концентрации CO₂ в атмосфере в конце третичного периода и колоссальному накоплению в литосфере углерода органических веществ и масс карбонатов.

Первые примитивные растения появились на суше около 450 млн. лет назад, а около 350 млн. лет назад растения стали завоевывать сушу и менять атмосферу (Ward, Dubos, 1972). Последовательное развитие на суше мощного покрова псилофитов, папоротников, хвощей, плаунов, голосеменных, покрытосеменных (в особенности древесных форм) в геологическом времени сопровождалось образованием антрацита, каменного угля, бурого угля, торфов (Таусон, 1947) и соответственно накоплением кислорода в атмосфере. Оба процесса снижали относительный и абсолютный уровень концентрации углекислоты в атмосфере и способствовали повышению концентрации кислорода.

Таким образом, фотосинтез и образование органических веществ и карбонатов, захоронение их на многие миллионы лет, защита их от разложения привели к созданию современной атмосферы с низкой концентрацией углекислоты. За время биологической фазы существования Земли создалась кислородная атмосфера (20% кислорода) с содержанием двуокиси углерода около 280—290 ppm. Это была среда, в которой появился человек. Концентрация CO₂ в 1977 г. достигла в атмосфере 335 ppm. Ее основные запасы сосредоточены в океане (38 400 · 10⁹ т) и в земной коре (12 000 · 10⁹ т).

В среднем живое вещество суши содержит в расчете на сухую массу 40—50% углерода, который также изъят из атмосферы. Биомасса суши составляет не более 10¹³ т. Общая масса живого и мертвого наземного и внутрипочвенного органического вещества суши составляет 4682 · 10⁹ т (Speidel, Agnew, 1982). Таким образом, до n · 10¹² т углерода связано в живом и мертвом органическом веществе и в почвенном покрове. Примерно столько же углерода органики присутствует в растворенной форме в водах океана. Надо отметить неточность всех этих величин. Они расходятся у разных авторов на один-полтора порядка. Наиболее исчерпывающий обзор количественных показателей к балансу углерода был составлен Э. М. Галимовым (1968).

По оценкам зарубежных ученых (Baes, Goeller, 1976; Bolin et al., 1979) и нашим сопоставлениям, в сумме биосфера и ее живое вещество, т. е. тот механизм, который связывает углерод и космическую энергию, содержат в каждый данный период в своей биомассе лишь менее 1% всего количества углерода, поступившего из земной мантии в атмосферу (углерод планеты составляет около 10¹⁸ т). Но как поразительно эффективен был и остался этот механизм, преобразовавший безжизненную планету в современную Землю — мать всего живого и прекрасного!

Появление значительных количеств биогенного кислорода в атмосфере и в стратосфере в дальнейшем способствовало возникновению озонового экрана, защищающего живые организмы от губительного действия космических лучей (главным образом ультрафиолетовых). Ныне кислород интенсивно потребляется индустрией, транспортом, в быту человека. На все формы сжигания топлива, на металлургическую и химическую продукцию и на дополнительное окисление различных отходов ежегодно расходуется до 10—20 · 10⁹ т кислорода. Ежегодная фотосинтетическая продукция кислорода составляет 120—190 · 10⁹ т. Таким образом, ежегодный дополнительный расход кислорода, вызванный антропогенными факторами, составляет не менее 10—16% от его биогенного образования. Есть основание для тревоги и принятия мер по сохранению нормального содержания кислорода в атмосфере.

Та часть кислорода, которая связывается в карбонатах или в органическом веществе, уходящем в континентальные или в морские осадки, выключается на сотни, тысячи и миллионы лет из атмосферы и биосферы. Необратимо связываются значительные массы кислорода в процессах выветривания минералов, на окисление добываемых металлов и сульфидов, на интенсивное глинообразование и на гидратацию окислов и глин. Все эти процессы усилились в настоящее время на планете, но количественно они еще не уточнены.

Мнения ученых расходятся в оценке опасности дефицита кислорода в биосфере. Большинство американских исследователей считают, что этот вопрос неактуален. Советские исследователи А. А. Ничипорович (1972а, б), А. С. Оканенко (1972) неоднократно подчеркивали, что путем увеличения общеземного коэффициента использования физиологически активной радиации (КПД ФАР) с 0,2—0,5 до 1—2% можно решить проблему воспроизводства необходимого количества кислорода. Успехи современной агрономии, генетики, агрохимии и мелиорации почв позволяют рассчитывать на значительно большее реальное повышение КПД ФАР в будущем — до 3—5—8%.

Почвенный покров суши и мелководий, обогащенный энергией, биофильными элементами, влагой и гумусом (общий запас почвенного гумуса на планете составляет n · 10¹² т), как и озоновый экран, играет роль защиты и оптимизирует условия существования живого вещества. Продолжительность существования органических веществ в почвах (их цикл от синтеза до минерализации) в среднем составляет около 300—500 и до 1000 лет. Отдельные фракции гумусовых веществ в почвах имеют возраст до 2000 лет.

Озоновый щит в стратосфере и почвенный экран на суше — важнейшие общепланетарные условия существования и воспроизводства живого вещества и жизни на Земле. Сохранение этих условий является неотложной задачей человечества в настоящем и будущем. Эти задачи могут и должны решаться на основе рационального расширения площади и растущей биологической продуктивности экологических систем лесного, сельского и водного хозяйства.