LINEBURG


<< Пред. стр.

страница 10
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>

77

7,0
44

Сu
3,6
8,5
4,7

95

7,5
61

Zn
18,4
97
8,5

90

11,1
72

Ga
1,2
57
2,7

89

3,1
78

Ge
0,4
76
0,2

95

0,6
81

Zr
4,2
83
11,5

97

17,9
64

Mo
0,3
77
1,1

65

1,6
68

Рb
3,6
64

4,5

98
2,3

71
Ag
0,1
86

0,2

105
0,2

73
Y
0,7
68

2,4

48
2,2

95
Sc
0,1
112

0,3

102
0,3

84
Sr
19,6
53

47,5

52
55,4

40

Примечание. М — среднее содержание, мг/кг; V — коэффициент вариации, %.

Средние значения концентраций тяжелых металлов в органическом веществе педосферы, составляют мкг/г сухого вещества:

Fe................................................ 200-300
Мп.................................................. 30
Zn................................................... 25
Сг.................................................... 4
Ni.................................................... 4
V..................................................... 3
Сu................................................... 3
РЬ................................................... 2
Со................................................... 1
Мо............................................... 0,5
Cd................................................ 0,3
Hg................................................ 0,1





5.3. Роль почвы в регулировании
углерод-кислородного массообмена
в биосфере

Почва характеризуется высокой биогенностью и насыщенностью живыми организмами, их метаболитами, а также мертвым рганическим веществом, преимущественно растительного происхождения.
Деструкция растительных остатков производится почвенной ме-зофауной — многочисленными беспозвоночными, обильно населяющими верхние горизонты почвы, богатые органическим веществом. Количество беспозвоночных в хорошо увлажняемых ландшафтах меняется от 9 до 60 — 70 т/км2 сырой массы, а в некоторых случаях достигает 200 т/км2 (Чернов Ю. И., 1975). Наибольшая часть массы почвенных беспозвоночных приходится на дождевых червей (до 40 — 50 т/км2) и членистоногих (до 10 — 30 т/км2). О размахе их деятельности свидетельствуют данные о том, что дождевые черви на 1 км2 лиственного леса могут переработать за сезон всю массу опавших листьев и перемешать продукты деструкции с минеральной массой, в 10 раз большей (Глазовская М.А., 1988).
Ответственная роль в глобальной биогеохимии педосферы принадлежит микроорганизмам: бактериям, актиномицетам, грибам, водорослям, простейшим. Огромное количество и видовое разнообразие свидетельствуют, что почва является самой благоприятной средой их обитания. Масса микроорганизмов в поверхностном горизонте почв в несколько раз превышает массу наземных животных и достигает 2 — 3 т/га. Суммарная живая масса микроорганизмов во всей педосфере, возможно, близка к 10nЧ109т; сухая биомасса почвенных микроорганизмов согласно данным X. Боуэна равна 7Ч109 т.
Одной из главных групп почвенных микроорганизмов являются бактерии. Их количество колеблется от (0,5 — 0,8)Ч106 экземпляров в 1 г вещества подзолов до (2 — 2,5)Ч106 экземпляров в 1 г черноземов, что соответствует примерно 2 и 6 т живой массы на площади в 1 га. По мнению Г. А. Заварзина (1984), в общей массе почвенных бактерий связано 6Ч109 т углерода, что соответствует примерно 12Ч109 т сухого органического вещества. Бактерии состоят преимущественно из белков, в подчиненном количестве присутствуют липиды. Среднее содержание главных элементов в бактериях, по данным X. Боуэна (1966), можно представить в следующем виде (в процентах сухого органического вещества):

С..........................................................54,0
О..........................................................23,0
N.......................................................... 9,6
Н.......................................................... 7,4
Mg........................................................0,70
Са........................................................0,51
Na........................................................0,46
Р...........................................................3,00
S...........................................................0,53

В биогеохимических процессах, обусловленных жизнедеятельностью почвенных бактерий, участвуют огромные массы химических элементов. Автотрофные бактерии-нитрификаторы в рельтате биохимического окисления недоступного для высших ра-тений аммиака на протяжении года образуют сотни килограммов на гектар доступных для растений нитратов. Азотофиксирую-иие бактерии, обладающие способностью поглощать и связывать молекулярный азот из атмосферы, аккумулируют в педосфере от 44Ч106 (Дейбьюри К., 1970) до 200Ч106 т/год азота (Россвэлл Т., 1983).
Особо важное значение имеет деятельность гетеротрофных бактерий, участвующих в трансформации органического вещества вплоть до конечного продукта его биохимического окисления — углекислого газа. Не менее ответственная роль принадлежит актиномицетам и грибам, которые разрушают наиболее устойчивые компоненты растительных остатков — клетчатку и лигнин. Содержание актиномицетов весьма велико и часто измеряется миллиардами экземпляров в 1 г почвы. Таким образом, основная масса углекислого газа, образующаяся на суше, есть результат жизнедеятельности микроорганизмов, насыщающих педосферу.
Выше отмечалось, что благодаря особенностям микроморфологии почва обладает высокой пористостью. Суммарный объем пор и пустот в верхнем горизонте почвы составляет 55 — 70 % и более от общего объема почвы. По этой причине в объеме газов между педосферой и приземным слоем тропосферы принимают участие весьма значительные массы. Оценить их можно лишь очень приблизительно. Площадь Мировой суши, за исключением внутри-континентальных водоемов (2Ч106км2) и ледников (13,9Ч106 км2), составляет 134Ч106 км2. Среднее значение порозности верхнего слоя педосферы мощностью 0,5 м можно принять равной 50 %. Следовательно, суммарный объем пор и пустот равен 33,5Ч106 км3. Если учесть, что в теплое время года полная смена почвенного воздуха происходит несколько раз в сутки, то, очевидно, что на протяжении года в движение на разделе поверхность почвы — атмосфера вовлекаются многие миллиарды кубических километров газов.
Почва не только служит резервуаром природных газов, но также является, по выражению Г. А. Заварзина, «идеальным приспособлением» для трансформации их состава. Огромная поверхность в единице объема почвы, обилие органических остатков, постоянное присутствие капиллярной влаги и наличие кислорода в газовой фазе — все это способствует активной микробиологической деятельности. При этом очень важное значение имеет агрегирован-ность почвенного вещества. Устойчивое присутствие капиллярной воды внутри агрегатов при наличии свободных от воды межагрегатных пор и трещин создает условия для сосуществования различных групп микроорганизмов. В межагрегатном пространстве благодаря свободному диффузионному газообмену с приземным слоем воздуха активно развивается жизнедеятельность аэробных микроорганизмов. Иная ситуация существует внутри агрегатов, где капиллярные поры заполнены водой и поэтому диффузия происходит в сотни раз медленнее. Такие условия способствуют развитию анаэробных бактерий. Аэробные и анаэробные микроорганизмы находятся в тесном трофическом взаимодействии. Анаэробные микроорганизмы являются продуцентами газов из разлагающихся растительных остатков. Специфически аэробные бактерии, окисляющие водород, метан, разнообразные соединения серы, не выпускают эти газы из почвы в атмосферу. Таким образом, в почве происходит почти замкнутый круговорот перечисленных выше газов, а в атмосферу выходит преимущественно СО2.
Благодаря активной жизнедеятельности микроорганизмов состав почвенного воздуха и атмосферы сильно различается. В почвенном воздухе в десятки и сотни раз больше углекислого газа, но меньше, чем в атмосфере кислорода. Содержание молекулярного азота примерно одинаковое. Почвенный воздух сильно обогащен парами воды, насыщенность которыми близка к 100%, а также разнообразными летучими органическими и неорганическими биогенными соединениями.
Почвенная микрофлора играет весьма важную роль в регулировании выделения из почвы газов, находящихся в атмосфере в очень небольшом количестве, в том числе газов, поступающих из глубинных слоев земной коры. Среди глубинных газовых эманации постоянно присутствуют углеводороды, образующиеся в процессе метаморфизации осадочных пород, содержащих рассеянное органическое вещество. Постоянный поток рассеянных углеводородов перехватывается аэробными бактериями, которые окисляют эти газы. Бактерии распространены в почвах повсеместно в количестве пЧ (103—105) экземпляров в 1 г почвы (Заварзин Г. А., 1984). Жизнедеятельность аэробных бактерий обеспечивает отсутствие в приземном воздухе таких углеводородов, как пропан и гептан, активно диффундирующих из залежей нефти и газа. Возрастание в почвенном воздухе углеводородов сопровождается увеличением численности бактерий, окисляющих углеводороды. Этот факт используется в качестве признака для поиска газонефтяных месторождений (так называемый микробиологический метод поиска).
Таким образом, в педосфере действует своеобразный биогеохимический фильтр — бактериальная система, защищающая атмосферу от поступления рассеянных углеводородов.
В связи с газорегулирующей ролью педосферы отметим недостаточно изученный, но весьма важный биогеохимический процесс. Многие ученые предполагают, что процесс метилизации металлов (прежде всего ртути) обусловлен деятельностью бактерий. В то же время одна из морфологических групп бактерий — гифобактерии — способна использовать различные метилированные соединения. Г. А. Заварзин (1984) высказал мысль о наличии в почве микробиологического механизма, замыкающего метилированные оединения во внутрипочвенный круговорот и таким образом пре-храняющего атмосферу от поступления метилированных соединений. Можно предположить, что благодаря этому механизму с поверхности педосферы выделяется меньше летучих метилированных металлов, чем с поверхности Мирового океана.
Газообмен почвы и приземного слоя тропосферы осуществляется благодаря диффузии и конвекции. Избыточное увлажнение, тем более насыщение почвы водой, подавляет продуцирование диоксида углерода микроорганизмами. Одновременно усиливаются анаэробные микробиологические процессы, сопровождающиеся образованием метана, сероводорода, метилированной ртути.
В автоморфных почвах, существующих в условиях хорошей аэрации, аэробная микрофлора доминирует над анаэробной, содержание кислорода в почвенном воздухе слабо уменьшается вниз по почвенному профилю и соответственно содержание углекислого газа увеличивается слабо, примерно в 2 раза. По мере затруднения аэрации при заполнении пор водой в гидроморфных почвах активизируются анаэробные микробиологические процессы. При неполном водонасыщении происходит сильное уменьшение содержания кислорода в почвенном воздухе вниз по профилю почвы и увеличение углекислого газа в несколько раз. Принципиальная разница в распределении О2 и СО2 в автоморфных и гидроморфных почвах в период наибольшей биологической активности (июнь) показана в табл. 5.5.
Таблица 5.5
Распределение О2 и СО2 по профилю автоморфных и гидроморфных
почв разных природных зон, % объема (по Г. А.Заварзину и др., 1985)

Автоморфные почвы



Гидроморфные почвы



дерново-подзолистая

чернозем южный

торфяно-болотная

черноземно-луговая пойменная

глубина, см
содержание СO2/O2
глубина, см
содержание СO2/O2
глубина, см
содержание СO2/O2
глубина, см
содержание СO2/O2
7
0,9/20,0
10
0,70/20,55
25
2,5/18,5
10
0,98/19,40
15
1,2/19,8
20
0,80/19,60
50
3,2/17,8
20
4,96/16,55
25
1,6/19,3
30
0,85/19,80
75
6,3/13,7
30
5,45/15,55
45
2,3/18,4
40
1,15/19,80
100
6,6/13,6
60
6,92/14,30
110
1,8/19,0
50
1,30/19,50
150
6,8/13,4


210
1,5/19,4
100
1,45/18,85





Твердое вещество почвы более энергично поглощает молекулы водяного пара, чем молекулы газов, а так как в почве содержание водяного пара обычно высокое, то физико-химическое поглощение газов твердой фазой почвы невелико. По способности сорбироваться компоненты почвенного воздуха можно расположить в следующий ряд: Н2О > СО2 > О2 > N2.
В составе почвенного воздуха могут присутствовать некоторые неорганические газы, диффундирующие через толщи горных пород из мест их скопления. В частности, почвы над скоплениями радиоактивных элементов обогащаются радиогенными эманациявычми (радоном, гелием), над залежами сульфидных руд — ртутью. На использовании этого явления основаны атмогеохимические методы поиска месторождений полезных ископаемых.
В педосфере смыкаются обе ветви грандиозного углерод-кислородного цикла массообмена, функционирование которого является главным условием существования биосферы. С одной стороны, почва обеспечивает продуктивность фотосинтезирующих растений суши, связывающих диоксид углерода в органическое вещество и при этом выделяющих в качестве метаболита свободный кислород. С другой стороны, в почве происходят разрушение отмершего органического вещества, его биохимическое окисление до образования углекислого газа и возвращение последнего в атмосферу. Благодаря этим процессам педосфера играет роль центрального звена в глобальном углерод-кислородном цикле и наряду с океаном выполняет функции регулятора геохимического режима атмосферы.
Оценить массообмен СО2 в системе педосфера — растительность Мировой суши в первом приближении можно с помощью баланса ежегодной продукции фотосинтезирующих растений. Использование такого приема базируется на следующих положениях.
Масса растительности суши после последнего оледенения и образования современных природных зон на протяжении 10 — 12 тыс. лет (до начала активной хозяйственной деятельности человечества) находилась в состоянии подвижного равновесия. Конечно, в соответствии с вековыми ритмами увлажнения происходили колебания общей биомассы, но ее непрерывного возрастания или деградации не было. Это означает, что количество ежегодно поглощаемого фотосинтезирующими растениями СО2 было близко к его количеству, которое на протяжении года выделяет почвенный покров Мировой суши.
Количество углерода, связываемого растительностью суши в процессе фотосинтеза, до вмешательства человека было равно 86Ч109 т/год. Вероятно, близкое (хотя несколько меньшее) количество углерода выделялось педосферой в составе углекислого газа. Как указано выше, в настоящее время растительность под влиянием хозяйственной деятельности сократилась примерно на 25 %.
Следовательно, масса углерода, поступающего из педосферы в форме углекислого газа составляет около 74Ч109 т.
Трансформация органического вещества отмирающих органов оастений осуществляется микроорганизмами. Соотношение масс ежегодного опада растительности и напочвенного органического вещества (лесных подстилок, степного войлока) позволяет предполагать, что разложение ежегодно отмирающих продуктов фотосинтеза до образования СО2 и почвенного гумуса во внетропи-ческих ландшафтах происходит в разных природно-зональных условиях за срок от одного года до 7 — 8 лет. При этом преобладающая часть отмершего органического вещества полностью минерализуется (т.е. разлагается до СО2), а на образование гумуса расходуется лишь несколько процентов от всей массы углерода, содержащегося в ежегодном опаде. Минерализация разнородных гумусовых соединений происходит значительно медленнее и с разной скоростью.
Как показывают определения радиоуглеродного возраста, наименее устойчивые компоненты гумуса минерализуются за срок около 500 лет. По этой причине постепенно разрушаемая и пополняемая масса наименее устойчивых гумусовых соединений сосредоточена в верхней части профиля почв. Для минерализации более устойчивых компонентов гумуса, сохраняющихся в нижней части профиля, требуются тысячи лет. Высокоустойчивые соединения гуминовых веществ с высокодисперсными глинистыми частицами могут сохраняться десятки и сотни тысяч лет и при переотложении почвенного материала входят в состав осадочных отложений и пополняют фонд рассеянного органического углерода осадочной оболочки Земли.
Микробиологическое разрушение органического вещества в почве является главным источником выделения углекислого газа из педосферы. Вторым по значению источником служит выделение СО2 корнями растений (так называемое «корневое дыхание»). Соотношение продуцирования углекислого газа микроорганизмами и корнями высших растений в разных типах почв сильно меняется в зависимости от биоклиматических условий, физических свойств почв и типа водного режима. Предполагается, что в среднем корни высших растений поставляют 1/3 всего количества СО2, выделяемого почвой, а микроорганизмы — 2/з.
Основная часть годовой продукции СО2 в умеренном поясе приходится на безморозный период года, допускающий биологическую активность как высших растений, так и микроорганизмов. В Н.Кудеяров с сотрудниками (1995) на основании экспериментальных исследований обнаружили, что модуль эмиссии углекислого газа (среднее значение выделения СО2 из почвы на протяжении вегетационного сезона, измеряемое в г/м2 в сутки) у разных типов почв довольно близок и варьирует в пределах 1,5 — 2,5 г/м2 в сутки. В то же время неодинаковая длительность безморозного периода и различная площадь, занимаемая разными типами почв, обуславливают их разную годовую продукцию СО2. По данным В.Н.Кудеярова, годовая продукция разных типов почв России колеблется от 72 до 541 млн т СО2, а в целом для России составляет 3,120Ч109 т СО2.
Итак, миграционный цикл массообмена углерода в системе атмосфера—растительность суши—педосфера — атмосфера не полностью замкнут благодаря выведению некоторого количества углерода из миграционного цикла и консервации этого элемента в составе мертвого органического вещества. Несмотря на небольшую часть массы углерода, выбывающего из глобального биогеохимического цикла, незамкнутость этого цикла имеет очень важные последствия. Наличие растительных остатков (лесной подстилки, торфа) и почвенного гумуса обусловливает присутствие в атмосфере кислорода. Кислород сохраняется лишь потому, что он не был израсходован микроорганизмами на биохимическое окисление мертвого органического вещества.

5.4. Биогеохимическая трансформация
минерального вещества педосферы

Взаимодействие живых организмов с земной корой наиболее интенсивно происходит в педосфере. Масса разных типов почв на 90 — 99% состоит из минерального вещества. По этой причине средний элементарный состав почвенной толщи мощностью 0,5 — 1,0 м, за исключением углерода и азота, обусловлен составом минерального вещества. Это вещество весьма разнородно, и его компоненты играют неодинаковую роль в геохимии и биогеохимии педосферы.
Современные почвы сформировались преимущественно на рыхлых континентальных отложениях плейстоценового и плиоцен-плейстоценового возраста. Различные генетические типы этих отложений в совокупности образуют рыхлую неконсолидированную толщу, покрывающую Мировую сушу и являющуюся результатом гипергенного преобразования (выветривания) горных пород на протяжении последнего этапа геологической истории. Мощность покрова меняется от 10 — 20 см на крутых склонах до десятков метров на равнинах и сотен метров и более в тектонических прогибах. В зависимости от мощности покрова он полностью или только его верхняя часть включены в педосферу и являются главной ареной взаимодействия минерального вещества с наземным биосом, мезо- и микроорганизмами почв, мертвым органическим веществом, природными водами и атмосферой.
Рыхлые покровные отложения состоят из многократно перемешанных и переотложенных продуктов выветривания. Это обнаживается ПрИ сопоставлении среднего минералогического состава земной коры континентов и рыхлого покрова суши. В земной коре кварц составляет 12%, полевые штаты — 51%, железо-магнезиальные силикаты (оливины, пироксены, амфиболы, слюды) __ 24% (Ронов А.Б., Ярошевский А.А., 1976). Иное соотношение обломочных минералов в рыхлом покрове: железомагнезиальных силикатов — около 1 — 2 %, полевых шпатов — не более 10—15 %, количество самого устойчивого породообразующего минерала — кварца — возрастает до 50 % и более.
Изменение соотношения минералов обусловлено тем, что значительная часть галогенных силикатов под воздействием процессов гипергенеза на протяжении последнего миллиона лет была разрушена и частично трансформирована в гипергенные силикаты минералы глин. Их содержание в рыхлом покрове близко к 20%.
Почвы, формируясь на рыхлых покровных отложениях, наследуют их минералогический состав. Следовательно, минеральная часть почв состоит из материала, переработанного процессами гипергенеза (выветривания) задолго до формирования современных почв. В то же время определенные минералы возникают в процессе современного педогенеза.
Разнородные компоненты минеральной части почв можно объединить в следующие группы:
1) механические обломки минералов и горных пород;
2) высокодисперсные минералы глин;
3) минеральные новообразования, возникшие в процессе формирования профиля почвы.
Каждая из выделенных групп играет определенную роль в почвообразовании.
1. Состав обломочных минералов сильно влияет на валовой химический состав почвы. Чем больше обломочного кварца в минеральном веществе почвы, тем выше относительное содержание кремнезема и меньше других элементов. Чем больше обломочных силикатов, тем больше алюминия. Многие рассеянные элементы сосредоточены в акцессорных минералах (ильмените, магнетите, Цирконе, рутиле и др.), устойчивых к процессам выветривания и поэтому присутствующих в покровных отложениях. Как видно из табл. 5.6, в магнетите концентрируется медь, в цирконе помимо основного катиона циркония в большом количестве имеется скандий. Особенно выделяются минералы титана (ильменит, рутил, сфен), где на 2 —4 математических порядка больше ниобия, тантала, молибдена, олова по сравнению со средним содержанием этих элементов в земной коре. Акцессорные минералы обладают высокой устойчивостью, и содержащиеся в них элементы с большим трудом могут быть мобилизованы и вовлечены в биогеохимические процессы.
Таблица 5.6
Содержание рассеянных элементов в устойчивых акцессорных
минералах, мкг/г (составлено автором по данным В.В.Ляховича, 1974)

Минерал
Химический элемент











Рb
Zn
Сu
W
Sn
Mo
Та
Nb
Ga
Ge
Sc
Ильменит
3
867
36
63
99
8
262
2081
4
1
57
Магнетит
24
238
78
5
25
13
62
252
21
3
7
Эпидот
32
8
35
6
30
2

18
11
2
13
Гранат
180
10
22

24
7
8
73
25
10
80
Циркон
112

31
66
54
10
40
239
0,4
2,4
143
Рутил

40
27
672
605
183
1500
1872

300
47
Сфен
221
500
30
35
225
82
240
1924
4
2
10
Турмалин
137
175
12

29
9
30
90
36
35
35

Примечание. Прочерк означает отсутствие данных.

Более важное значение имеют рассеянные элементы, содержащиеся в распространенных обломочных минералах в виде изоморфной примеси и фиксированные на поверхностях дефектов кристаллов (см. разд. 1.4). При гипергенном разрушении железомагнезиальных силикатов освобождаются ванадий, хром, цинк, медь, никель, кобальт; при разрушении полевых шпатов — стронций, барий, свинец, рубидий.
Проведенные эксперименты показали, что при разрушении обломочных минералов рассеянные и главные химические элементы, образующие данный минерал, мобилизуются неодинаково. Часть рассеянных элементов мобилизуется очень легко, значительно раньше, чем начинает разрушаться кристаллическая структура минерала, и в раствор переходит большое количество главных элементов. Вероятно, при гипергенном разрушении или трансформации обломочных минералов вначале мобилизуются внеструктурные формы рассеянных элементов, приуроченные к дефектам кристаллов. В дальнейшем мобилизуются другие формы, в том числе изоморфные примеси, входящие в кристаллохимические структуры минералов.
Таким образом, обломочные минералы, являясь наиболее инертными компонентами минерального вещества почв, содержат небольшой резерв сравнительно легко мобилизуемых рассеянных элементов. Концентрация рассеянных элементов в обломочных минералах (в частности, в кварце), выделенных из почв или рыхлых покровных отложений, как правило, более низкая, чем в этих же минералах, находящихся в горных породах, не затронутых выветриванием. Это объясняется тем, что обломки минералов в процессе выветривания и многократного переотложения претерпели сильное дробление и относительно непрочно фиксированные элементы были частично выщелочены растворами кислых метаболитов организмов и гумусовых кислот.

<< Пред. стр.

страница 10
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>

Copyright © Design by: Sunlight webdesign