LINEBURG


<< Пред. стр.

страница 14
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>

СK +Сорг

Земная кора
в целом
28,46
1,44
0,38
0,07
409
108
20
128
5,4
Типы коры:
Континентальный
Субконтиненталь-
ный
Океанический

18,07

4,30
6,09

1,48

1,37
1,35

0,40

0,37
0,36

0,08

0,07
0,05

267

59
82

72

16
21

14

3
3

86

19
24

5,1

5,3
7,0
Кора континентов:
Осадочный слой*
Гранитный слой
Базальтовый слой
Гранитный слой в целом
Осадочная оболочка Земли**
Осадочные отложения фанерозоя


1,85
6,83
9,39
8,24

2,4

1,3


9,57
0,81
0,37
0,81

12,38

14,96


2,61
0,22
0,10
0,22

3,37

4,08


0,50
0,05
0,02
0,05

0,562

0,56


177
55
35
67

297

194


48
15
9,4
18

81

53


9
3
1,9
4

15

7


57
18
И
22

96

60


5,3
5,0
5,0
4,5

5,4

7,5

* Включая эффузивы.
** За исключением эффузивов.

Главным резервуаром углерода служит осадочная толща земной коры (стратисфера). Концентрация Ск и Сорг в осадочной оболочке на порядок выше, чем в гранитном и базальтовом слоях земной коры. Несмотря на то что объем осадочной оболочки составляет всего 1/10 часть земной коры, в осадочной толще сосредоточено 75 % массы Ск и 75 % массы Сорг. Основная масса Сорг представлена рассеянным органическим веществом. Концентрированные скопления Сорг в виде залежей нефти и каменных углей имеют подчиненное значение. По данным Д.М.Ханта (1965), в месторождениях нефти находится 0,2 • 1012 т, каменного угля — 6Ч1012 т углерода. В сумме это на три порядка ниже массы углерода рассеянного органического вещества, содержащегося в осадочной оболочке. Общая картина распределения масс углерода в биосфере выглядит следующим образом:
Резервуар Масса, 109 m
Атмосфера, СО2......................................................................... 700
Мировая суша:
биомасса растительности до воздействия человека............. 1150
биомасса растительности (в настоящее время)...................... 900
Педосфера:............................................................................... 2500
в том числе высокоустойчивые формы гумуса
в рыхлых континентальных отложениях
плейстоценового возраста................................................... 300
Океан:
биомасса фотосинтетиков................................................... 1,7
биомасса консументов......................................................... 2,3
органическое вещество (растворенное и взвешенное)..... 2100
растворенные гидрокарбонат-ионы................................... 38500
Земная кора:
осадочная оболочка:
Сорг.................................................................................15000000
Ск..................................................................................81 000000
гранитный слой континентального блока:
Сорг................................................................................. 4000000
Ск...................................................................................18000000

Закономерности распределения углерода в земной коре показывают, что существуют две главные группы форм нахождения углерода: карбонатные и органические соединения. Следует подчеркнуть, что и те и другие биогенны. Карбонаты небиогенного происхождения — довольно редкое исключение из общего правила (например, вулканические карбонатиты). Связующим звеном между карбонатами и органическими соединениями служит СО2, который является необходимым исходным материалом как для фотосинтеза органического вещества, так и для образования карбонатов организмами.
В процессе жизнедеятельности организмов происходит определенное фракционирование изотопного состава углерода СО2. Этот процесс был предсказан В.И.Вернадским (1926) задолго до получения первых экспериментальных данных. Масса земного углерода состоит из двух стабильных изотопов 12С и 13С и исчезающе малых количеств 14С (радиоактивный с периодом полураспада 5730 лет).
Соотношение 12С : 13С варьирует в разных природных объектах от 88 до 94. В живом веществе оно составляет около 90,5, в углекислом газе атмосферы и гидросферы — 89,5, в карбонатных отложениях — примерно 88,6. Более точной характеристикой изотопного состава углерода служит относительный прирост 13С:

Стандартом служит эталон PDB: углерод карбоната кальция Belemnitella americana позднемелового возраста из формации PD со значением 13С : 12С= 1123,72Ч10-5. Значение d13С со знаком плюс соответствует относительному увеличению содержания изотопа 13С, со знаком минус — его уменьшению в исследуемом образце по сравнению со стандартом.
При действии главного звена фотосинтеза — фермента рибу-лозобисфосфаткарбоксилазы — происходит более быстрое поглощение легкого изотопа 12С и вследствие этого обогащение им углерода органического вещества. Особенно активно это происходит под влиянием микробиологических процессов. По этой причине метан микробиологического происхождения максимально обогащен легким изотопом. Так как фотосинтезируемое органическое вещество захватывает 12С, карбонаты обогащены тяжелым изотопом 13С.
Согласно М. Шидловскому (1980) в обобщенном виде можно считать, что углерод СО2, выделяемый из мантии при дегазации, имеет d13С = -5 %о, углерод органического вещества d13С = -25 ± 5 %, углерод осадочных карбонатов d3С = 0,0 ± 2,5 %о. М. Шидловский рассчитал соотношение изотопов углерода в осадочной оболочке и обнаружил, что оно соответствует соотношению масс Ск и Сорг. Таким образом, изучение изотопного состава углерода в осадочных породах разного возраста, во-первых, свидетельствует о том, что ассимиляция СО2 при фотосинтезе происходила однотипно на протяжении по крайней мере 3,7 млрд лет. Следовательно, этот процесс, осуществляющийся универсальным для всех продуцентов ферментом рибулозобисфосфаткарбоксилазой, воспроизводился всеми поколениями фотосинтетиков с момента их появления. Во-вторых, результаты изучения изотопного состава и распределения масс Ск и Сорг хорошо согласуются. На протяжении длительного отрезка времени происходило закономерное распределение исходного СО2 между процессами фотосинтеза и карбонатообразования. При этом более 80 % углерода, поступавшего в атмосферу при дегазации мантии, связывалось в карбонатах.
Карбонатообразование и фотосинтез следует рассматривать как два генеральных процесса в глобальной деятельности живого вещества на протяжении последних 3 — 3,5 млрд лет. Соотношение масс Ск и Сорг является весьма важным показателем, который характеризует «лимит роста» живого вещества на разных этапах геологической истории. Соотношение масс карбонатного и органического углерода закономерно уменьшалось на протяжении последних 1,6 млрд лет. Как следует из данных А. Б. Ронова (1976), в толще осадков верхнего протерозоя (1600 — 570 млн лет) отношение Ск: Сорг равно 18, в осадочной толще палеозоя (570 — 400 млн лет) — 11, в осадках мезозоя (235 — 66 млн лет) — 5,2, кайнозоя — 2,9. Неуклонное возрастание относительного содержания органического вещества во взвесях, выносимых реками с древней суши, свидетельствует о прогрессирующем увеличении продуктивности наземных фотосинтезирующих организмов и постепенном усилении роли растительности Мировой суши в глобальной фиксации углерода СО2.
Карбонатообразование и фотосинтез органического вещества имеют общую направленность на удаление из атмосферы углекислого газа, непрерывно поступающего из мантии. Возможно, что эти процессы являются частью глобального механизма поддержания невысокой концентрации СО2 в газовой оболочке Земли, что имеет весьма важное значение в связи с так называемым «парниковым эффектом».
Обратимся к рассмотрению природных процессов динамики массообмена углерода в биосфере. Современный глобальный биогеохимический цикл углерода состоит из двух крупных циклов более низкого ранга. Первый из них обусловлен связыванием углекислого газа в органическое вещество путем фотосинтеза и новым образованием СО2 в процессе трансформации первичного органического вещества организмами-гетеротрофами и почвенными микроорганизмами. Если бы этот цикл был полностью замкнутым, то количество поглощенного при фотосинтезе углекислого газа должно полностью возвращаться в исходный резервуар — атмосферу. В действительности этого не происходит.
Продуктивность растительности Мировой суши до ее нарушения человеком составляла 172,5Ч109 т/год сухого органического вещества, содержащего 46% углерода, т.е. около 80- 109 т/год. В настоящее время продуктивность природной растительности, по-видимому, сократилась до 60Ч109 т углерода. Продукцию фотосинтеза в океане определяют от 40Ч109 (Болин Б., 1979) до (50 — 60) Ч109 т/год Сорг (Романкевич А. Е., 1988).
Количество ежегодно разрушающегося органического вещества пока не поддается точному определению. Тем не менее можно утверждать, что из рассматриваемого цикла постоянно выводится значительное количество углерода в составе почвенного гумуса. Учитывая данные О.Н.Бирюковой и Д.С.Орлова (2000), можно считать, что на образование фульвокислот, гуминовых кислот и гумина расходуется 2 — 3 % всего количества углерода, содержащегося в ежегодно отмирающих продуктах фотосинтеза на суше, т.е. около 1,5Ч109 т/год. Такое количество ежегодно выводится из глобального кругооборота углерода в настоящее время; до нарушения растительного покрова человеком эта величина была больше — вероятно около 2Ч109 т/год.
Масса углерода, связывающегося в наиболее устойчивых (гуминовых) компонентах почвенного гумуса, вероятно, в 2 — 3 раза меньше, порядка 0,5Ч109 т/год.
Таким образом, на протяжении тысячелетия за счет образования устойчивых гумусовых веществ в педосфере связывается масса углерода, соизмеримая с массой этого элемента в атмосфере.
Синтез и разрушение органического вещества в океане существенно отличаются от того, как протекают эти процессы на суше. Преобладающую часть фотосинтезированного органического вещества обеспечивает фитопланктон. Его сухая масса почти на три порядка меньше массы растительности Мировой суши, но годовая продукция имеет близкие значения. Это объясняется значительно более быстрыми жизненными циклами главных фотосинтетиков океана — планктонных организмов — по сравнению с наземными растениями.
Из соотношения биомассы растительности суши (2500Ч109 т) и ее продукции (172,5Ч109 т/год сухого органического вещества) следует, что полная замена массы растительности Мировой суши происходит за период около 15 лет. В океане ситуация иная. Несмотря на то, что оценка биомассы и продуктивности фитопланктона разных авторов расходится в 10 раз, можно считать, что оборот массы фитопланктона происходит за 1 — 2 сут, а обновление всей биомассы океана примерно за 1 мес. По расчетам разных авторов, продукция фотосинтеза в океане составляет от 20Ч109 до 100Ч109 т/год Сорг и более, в среднем около (50 — 60)Ч109 т/год. В силу того что синтезированное планктоном органическое вещество практически полностью захватывается и разлагается последующими трофическими циклами, в осадок уходит не более 0,1Ч109 т/год, что соответствует около 0,05Ч109 т/год углерода. Таким образом, на протяжении года живое вещество суши и океана поглощает около 440Ч109 т СО2 или 120Ч109 т Сорг, большая часть которого вновь возвращается в океан и атмосферу.
Второй крупный биогеохимический цикл углерода связан с взаимодействием СО2 атмосферы и природных вод. Между газами тропосферы и поверхностным слоем океана существует подвижное равновесие.
Растворимость газов в воде зависит от давления, температуры, а также от количества растворенных солей. Увеличение растворимости происходит по мере роста парциального давления согласно зависимости Дальтона — Генри. В пресной воде газов растворяется больше, чем в соленой, но количество пресной воды на поверхности Земли неизмеримо меньше, чем соленой. Поэтому в глобальном балансе СО2 пресные воды играют скромную роль. Растворимость СО2 уменьшается с возрастанием температуры следующим образом:

Температура, °С.......................0 10 20 25
Растворимость, мл/л.............1,71 1,19 0,80 0,76

Среднее содержание углекислого газа, растворенного в морской воде, принято равным 0,75 мл/л (Лисицин А. П., 1983). Но углекислый газ в отличие от других газов вступает в химическое взаимодействие с водой. При этом образуется угольная кислота: СО2 + Н2О ? Н2СО3. Эта кислота двухосновная и диссоциирует ступенчато, образуя карбонат-гидрокарбонатную систему:

С учетом всех компонентов системы можно считать, что в 1 л океанической воды содержится в растворенном состоянии до 50 см3 СО2. В результате химического взаимодействия СО2 и Н2О в Мировом океане содержится огромное количество угольной кислоты.
Масса гидрокарбонат-иона в Мировом океане — 196Ч1012 т, в пересчете на СО2 — 141Ч10'2 т. Это количество почти в 60 раз превышает массу углекислого газа, находящегося в атмосфере. Таким образом, океан является основным резервуаром СО2 на поверхности Земли.
Благодаря процессу растворения — выделения углекислого газа с поверхности океана и карбонат-гидрокарбонатной системе происходит массообмен СО2 между атмосферой и океаном.
Движение масс СО2 схематично можно представить следующим образом. Углекислый газ активно растворяется в холодной воде приполярных районов океана. При охлаждении возрастает плотность воды. Массы холодной воды опускаются на глубину и в виде мощных холодных течений перемещаются к экватору. Они постепенно нагреваются, уменьшают плотность, поднимаются и освобождаются от избытка СО2.
По выражению А.П.Виноградова (1967), океан действует как грандиозный насос, забирая СО2 из атмосферы в холодных областях и отдавая ее в тропических областях.
На массообмен СО2 между поверхностным слоем океана и тропосферой весьма активно влияют планктон, освещенность, се-зонно-термические условия.
Американский геохимик Б.Болин (1979) на основании определения скорости уменьшения содержания радиоактивного изотопа |4С после крупных испытаний ядерного оружия в атмосфере в 1963 г. пришел к заключению, что в цикл растворения — выделения СО2 с поверхности Мирового океана вовлекается примерно 100Ч109 т/год СО2 или около 30Ч109 т/год.
Определенный вклад в массообмен углерода между атмосферой и океаном вносит захват гидрокарбонатов ветром с брызгами волн и возвращение их в океан с атмосферными осадками. Концентрация [НСО3]- в атмосферных осадках над океаном составляет 0,33 мг/л (Безбородов А. А. и др., 1984). С атмосферными осадками выпадает 0,136Ч109 т/год [НСО3]-. В этой массе содержится 0,027Ч109 т Ск. При этом на сушу ежегодно переносится с воздушными массами океанического происхождения около 0,015Ч109 т [НСО3]-, в том числе 0,003Ч109 т С.
Средняя концентрация [НСО3Г в атмосферных осадках над Мировой сушей около 10 мг/л. В круговороте воды над сушей участвует 6,9Ч109 т [НСО3]_, т.е. 0,14Ч109 т С. Дотация за счет переноса гидрокарбонатов воздушными массами с океана существенного значения не имеет.
Сложную проблему представляет оценка масс Ск и Сорг, ежегодно выбывающих из биогеохимических циклов в океане. Полная карбонат-гидрокарбонатная система включает образование карбоната кальция:



Процесс связывания углерода в составе карбонатов так же, как связывание его в составе органического вещества, обусловлен жизнедеятельностью организмов, но осуществляется иным биохимическим механизмом. Образование карбонатных отложений в значительной мере обусловлено поступлением ионов Са2+ с речным стоком. Вынос ионов Са2+ составляет нескольким более 0,53Ч109 т/год. Это количество может обеспечить вывод в осадок 1,33Ч109 т/год СаСО3, что соответствует выведению из карбонат-гидрокарбонатной системы 0,57Ч109 т СО2 или 0,16Ч109 т С. Количество выносимого магния (135 • 106 т/год) дополнительно может связать 68Ч106 т/год Ск. Общее количество углерода, ежегодно связываемого в составе карбонатов, составляет около 0,2Ч109 т.
Согласно соотношению масс карбонатного углерода и углерода органического вещества, осаждение карбонатов 1,5 млрд лет назад сильно преобладало над захоронением органического вещества (отношение масс Ск: Сорг = 18). С течением времени относительное содержание масс Сорг возрастало. В толще морских отложений кайнозойского возраста отношение Ск: Сорг уменьшилось до 2,5 и даже до 1,4. Если такое соотношение сохраняется в настоящее время, то масса углерода органического вещества, поступающего в осадки пелагиали Мирового океана, может быть равна 0,06 - 0,11, в среднем 0,08Ч109 т/год. Из данных А. Б. Ронова (1976) следует, что в неогене скорость выведения углерода в морские осадки колебалась от 0,020Ч109 до 0,085Ч109 т/год Ск и от 0,014Ч109 до 0,020Ч109 т/год Сорг. Эти цифры хорошо согласуются с вышеприведенной оценкой.
Важную роль в глобальном массообмене углерода играет водный сток с Мировой суши. Поступление [НСО3]- с водным стоком с континентов составляет 2,4- 109 т/год, т.е. 0,47- 109 т/год углерода (табл. 7.2). Кроме того, в речной воде содержится растворенное органическое вещество. Средняя концентрация этого углерода равна 6,9 мг/л (Ливингстон Д., 1963), а годовой вынос — 0,28 • 109 т/год. Средняя концентрация углерода взвешенных частиц нерастворимого органического вещества в речном стоке равна 5 мг/л, вынос — около 0,2Ч109 т/год. Преобладающая часть этой массы не достигает открытого океана и уходит в осадки на шельфе, в дельтах и эстуариях рек. Можно предполагать, что ежегодно с поверхности Мировой суши выносится 0,5Ч109 т/год Ск и близкое количество Сорг.
Таблица 7.2
Миграция масс углерода в биосфере

Процессы массообмена
Масса, 109 т/год
Мировая суша

Биологический круговорот (фотосинтез — деструкция органического вещества):
до нарушения растительности человеком
в настоящее время

85
64
Связывание в стабильных формах гумуса
0,5
Массообмен между сушей и тропосферой ионов [НСОз]-:
поступление в тропосферу
вымывание с осадками из тропосферы

0,136
0,139
Вынос с речным стоком:
растворенные неорганические ионы
растворенное органическое вещество
взвешенное органическое вещество

0,47
0,28
0,20
Перенос ионов [НСО3]˜ с воздушными массами морского происхождения на сушу
0,003
Океан

Круговорот фотосинтетиков планктона
Растворение СО2 океаном
Выделение СО2 океаном
Удаление в осадки Сорг
Удаление в осадки Ск
50
30
30
0,08
0,16
Образование карбонатов, так же как аккумуляция органического вещества, не ограничено океаном, но происходит и на суше. Масса карбонатов, ежегодно образующихся в почвах аридных ландшафтов, достаточно велика, хотя она пока не поддается даже ориентировочной количественной оценке.
Глобальная динамика масс углерода в биосфере определяется двумя крупными циклами массообмена. Первый из них обеспечивается ассимиляцией СО2 и разложением Н2О путем фотосинтеза органического вещества и его последующего разложения с образованием СО2. Второй цикл обусловлен процессом поглощения-выделения углекислого газа природными водами при химическом взаимодействии СО2 с Н2О и образованием карбонат-гидрокарбонатной системы. Оба цикла неразрывно связаны деятельностью живого вещества. Живое вещество биосферы, глобальный круговорот воды и карбонат-гидрокарбонатная система регулируют циклический массообмен углерода между атмосферой, сушей и океаном.
Характерной чертой двух главных циклов массообмена является их незамкнутость и выведение из циклов некоторого количества углерода в форме неживого органического вещества и карбонатов. Непрерывный вывод углерода из глобального цикла и захоронение его в осадках морей имеет кардинальное значение для развития биосферы. На основании тщательных расчетов А. Б. Ро-нова и А. А. Ярошевского (1976) можно сделать вывод, что в гранитном слое земной коры содержится углерода (от): 4,1Ч1015 в составе органических соединений и 18Ч1015в форме карбонатов, всего 22,1Ч1015. Это количество примерно в 4 раза меньше, чем в осадочной оболочке. Следовательно, углерод в биосферу не мог поступить в результате гипергенного преобразования пород гранитного слоя литосферы. Резервуаром, откуда на протяжении почти 4 млрд лет черпался углерод, служит атмосфера. В то же время содержание этого элемента в форме углекислого газа в атмосфере весьма ограничено. Непрекращающееся выведение углерода из атмосферы могло бы обусловить его постепенное убывание в ней и сокращение массы живого вещества, а затем и полное прекращение жизни на нашей планете. В действительности этого нет, так как углекислый газ постоянно поступает на поверхность планеты из недр Земли в составе вулканических газов.
А. Б. Ронов (1976) определил объемы всех типов осадочных горных пород, образованных на протяжении фанерозоя, и рассчитал количество углерода, содержащегося в карбонатных породах и рассеянном органическом веществе. Одновременно он установил объем вулканических лав, которые изливались в периоды, когда отлагались осадки. Было обнаружено, что массы углерода, связанного в карбонатных толщах, и углерода, содержащегося в рассеянном органическом веществе древних пород, изменяются согласно с колебаниями величин объемов вулканических пород. В те эпохи, когда происходили бурные извержения вулканов и изливалось огромное количество лавы, отлагалось особенно много карбонатных пород и рассеянного органического вещества (рис. 7.1). Очевидно, объем лав отражает интенсивность выноса вулканических газов. На протяжении 570 млн лет в осадочных отложениях было погребено 71 300Ч1012 т углерода, связанного в составе карбонатов, и 9100Ч1012 т — в рассеянном органическом веществе. Приведенные данные показывают, что, с одной стороны, существование и развитие жизни неожиданно связаны с процессом дегазации мантии и поступлением углекислого газа из недр Земли. С другой стороны, создание биосферы, поддержание ее функционирования обусловлены геохимической деятельностью живого вещества. Если бы живые организмы не обеспечивали геохимический цикл углерода, поддерживающий невысокую концентрацию СО2 в атмосфере, то захороненное количество углерода находилось бы в виде углекислого газа в атмосфере в десятки тысяч раз больше, чем сейчас. Это имело бы самые серьезные последствия из-за так называемого парникового эффекта.

Абсолютное время, млн лет

Рис. 7.1. Изменение во времени массы вулканических пород, суммарной массы СО2 карбонатных пород и массы органического углерода Сорг, погребенного в осадочных толщах континентов (по А. Б.Ронову, 1976)

Как известно, молекулы СО2 в атмосфере поглощают инфракрасное (тепловое) излучение Земли и излучают поток энергии к земной поверхности. Столь значительное повышение содержания углекислого газа могло вызвать очень сильное повышение температуры и разогревание поверхности планеты вплоть до испарения Мирового океана.
Усиление притока углекислого газа в периоды активного вулканизма, по-видимому, сопровождалось общим потеплением климата, уменьшением контрастности температур высоких и низких широт. Возможно, что широкое распространение характерных для тропических ландшафтов красноцветных продуктов выветривания в неогене и затем их полное исчезновение на внетропической территории в плейстоцене обусловлено уменьшением поступления вулканического СО2 в связи с окончанием альпийского тектоне-геза.
Некоторые ученые (Добродеев О. П. и др., 1976) предполагают, что смена ледниковых и межледниковых периодов в плейстоцене обусловлена колебаниями содержания углекислого газа в атмосфере. Можно допустить, что распространение материкового льда и сильное сокращение площади лесной растительности с характерной для нее высокой биомассой способствовали повышению углекислоты в воздухе и относительному потеплению. Вызванное этим сокращение ледников и распространение лесов сопровождалось изъятием СО2 из атмосферы и связыванием его в биомассе и органическом веществе педосферы, что, в свою очередь, вызывало постепенное похолодание и появление очередного материкового оледенения, за которым следовало сокращение площади лесов и повторение всего цикла.
Все рассмотренные изменения в циклическом массообмене углерода могли происходить естественным путем, без влияния хозяйственной деятельности человека. Определенные изменения в структуре глобального массообмена углерода вносит хозяйственная деятельность человечества. В результате распахивания земель, строительства городов и дорог, вырубки лесов биомасса растительности суши сократилась примерно на 25%. Соответственно изменились массы химических элементов, участвующие в биологическом круговороте, масса связываемого углерода и выделяемого кислорода. Еще больший деструктивный эффект вызывает сжигание минерального топлива, сопровождающееся изъятием значительных масс кислорода из атмосферы и образованием газообразных соединений углерода. Среди этих соединений преобладают СО и СО2. Суммарное поступление углерода из техногенных источников в атмосферу оценивается в 5Ч109 т/год. Поступление указанного количества в глобальный круговорот углерода не деформирует распределение масс элемента в биосфере, но может иметь последствия в связи с упомянутым ранее парниковым эффектом.
В заключение отметим, что сжигание более 90 % горючих веществ происходит в Северном полушарии, что отражается на неравномерном распределении оксида углерода. Максимальные концентрации СО2 приурочены к полосе между 40 и 50° с.ш., где расположены главные центры индустрии.

7.2. Влияние живого вещества на
геохимию кислорода и водорода в биосфере

Основная масса кислорода на периферии Земли находится в кристаллическом силикатном веществе земной коры. Кислород также составляет большую часть (86 %) массы гидросферы. Но для биосферы исключительно важное значение имеет свободный молекулярный кислород, аккумулированный в атмосфере и растворенный в гидросфере. Будучи продуктом процессов жизни, кислород в то же время служит одним из основных условий существования ее главных форм и определяет самые важные реакции в биосфере.
Живое вещество состоит из углерода, кислорода, водорода. Уже поэтому распределение и динамика этих элементов в биосфере неразрывно связаны. Образование свободного кислорода связано со световой энергией Солнца и поэтому может осуществляться только на поверхности Земли либо абиогенно, путем фотолиза паров воды, либо в процессе биологического фотосинтеза.
Исходным «сырьем» для образования кислорода посредством реакций фотолиза и фотосинтеза служит вода. Связывание 1 г углерода в органическое вещество при реакции фотосинтеза сопровождается выделением примерно 2,7 г кислорода в результате расщепления молекул воды. Как упоминалось ранее, наличие органического вещества установлено в древних осадочных отложениях, имеющих возраст до 3,8 млрд лет. Следовательно, выделение кислорода при фотосинтезе продолжалось на протяжении огромного отрезка времени. Согласно данным А.Б.Ронова и А.А.Яро-шевского (1976) можно считать, что в осадочной оболочке Земли содержится около 15Ч1015 т Сорг (см. табл. 7.1). Этому количеству соответствует 40Ч1015т О2. В настоящее время в атмосфере содержится порядка (1,1—1,2)Ч1015 О2. Следовательно, более 38Ч1015 т O2 было израсходовано на процессы окисления.
Исходя из продуктивности растительного покрова Мировой суши, не нарушенного человеком, выделение кислорода можно оценить в 220Ч109 т/год. В настоящее время, после вырубки части лесов и уничтожения природной растительности на большой площади продуктивность растительности сократилась примерно на 25 % и выделение кислорода составляет около 165Ч109 т/год. Фотосинтез в океане (продукция Сорг от 40Ч109 до 60Ч109 т/год) поставляет в атмосферу от 110Ч109 до 160Ч109 Сорг, в среднем 130- 109 т/год О2. Суммарное выделение кислорода фотосинтетиками суши и океана составляет около (300 — 350)Ч109 т/год. Приведенные значения близки к расчетам Дж. Уолкера (1980), согласно которому основные черты глобального цикла кислорода намечаются следующими процессами: выделение кислорода растительностью Мировой суши — 150Ч1015 т/год, фотосинтезирующими организмами океана — 120Ч1015 т/год, поглощение кислорода процессами аэробного дыхания — 210Ч1015 т/год, биологическая нитрификация и другие процессы — 70Ч1015 т/год.
Количество кислорода в атмосфере равно 1,185Ч1015 т. При выделении кислорода (280 — 300)Ч109 т/год указанное количество может быть удвоено примерно за 4000 лет. Но этого не происходит, так как на протяжении года разными путями разлагается количество органического вещества, почти равное образованному при фотосинтезе, и при этом поглощается почти весь выделившийся кислород. Тем не менее благодаря сохранению части органического вещества свободный кислород постепенно накапливался в атмосфере.
Второй миграционный цикл свободного кислорода связан с массообменом в системе тропосфера — природные воды. В 1 л воды растворено от 2 до 8 см3 О2. Следовательно, в воде океана находится от 3Ч109 до 10Ч109 м3 растворенного кислорода. Холодная вода высоких широт поглощает О2; поступая с океаническими течениями в тропический пояс, она выделяет О2. Поглощение и выделение кислорода происходят также при смене теплых и холодных сезонов года. По подсчетам А.П.Виноградова (1967), в годовой массообмен между атмосферой и океаном вовлекается около 0,5 % атмосферного кислорода, т.е. 5900Ч109 т. Это почти в 20 раз больше биогенного продуцирования кислорода.
Водород — один из двух химических элементов, которые благодаря ничтожной массе их ядер могут диссипировать — уходить из поля тяготения Земли. Транзит водорода и гелия проходит через биосферу. Гелий как инертный газ не образует химических соединений, а водород под влиянием жизнедеятельности организмов вступает в соединения и вследствие этого задерживается в биосфере.
Водород в свободной (молекулярной) форме и в составе химических соединений активно дегазируется из мантии. Значительные массы Н2 поступают на поверхность Земли при вулканических извержениях и поствулканических процессах, выделяются в результате жизнедеятельности водородных бактерий, участвующих в преобразовании органического вещества в анаэробных условиях, образуются при разложении воды при электрохимических реакциях и под воздействием продуктов распада радиоактивных элементов. В то же время в атмосфере находится всего 0,18Ч109 т Н2 благодаря его диссипации. Скорость диссипации водорода 25Ч103 т/год. За время существования Земли общая потеря элемента составила 0,1Ч1015 т (Заварзин Г. А., 1984).
На ранних стадиях истории Земли ведущую роль в геохимии водорода играл процесс фотолиза паров воды с последующей диссипацией атомов водорода. В дальнейшем все большее значение стало приобретать связывание водорода в составе органического вещества. Для создания массы растительности Мировой суши, существовавшей до вмешательства человека, было расщеплено примерно 1,8Ч1012 т воды и соответственно связано 0,3Ч1012 т водорода. В настоящее время в процессе фотосинтеза природной растительностью на суше и фотосинтетиками в океане на протяжении года расщепляется около 0,2Ч1012 т воды и в органическом веществе связывается примерно (0,03 — 0,035)Ч1012 т водорода.
Как было показано на примере углерода, многократно повторяющиеся циклические процессы миграции химических элементов способствуют дифференциации изотопов. Один из наиболее мощных циклических процессов, существующий на поверхности Земли с момента образования атмосферы и океана — круговорот воды. Именно цикл массообмена воды наиболее заметно сказывается на разделении изотопов водорода и кислорода.
Водород представлен двумя стабильными изотопами: 1Н (протий) и 2Н (D — дейтерий). Распространенность 1Н — 99,984%, 2Н — около 0,0156 %. Кислород состоит из трех стабильных изотопов со следующей распространенностью:

Изотоп.................................... 1бО 17О 18О
Распространенность, %........99,759 0,0374 0,203
Изотопный состав водорода и кислорода природных вод выражают по значению d относительного прироста, аналогично приведенной выше формуле для d13С. В качестве международного стандарта используется средний изотопный состав океанической воды, для которой dD и d18О равны нулю.
В процессе круговорота воды в биосфере происходит однонаправленное фракционирование изотопов кислорода и водорода: возрастание дейтерия сопровождается возрастанием тяжелого изотопа кислорода 18О согласно линейной зависимости X. Крейга: dD = = 8d18О + 10 (Крейг X., 1954). Пары воды при испарении обогащаются легкими изотопами, поэтому атмосферные осадки, поверхностные и грунтовые воды имеют отрицательные значения dD и d18О. Активность разделения изотопов кислорода усиливается при понижении температуры. В итоге влияния всех факторов наиболее легкая вода содержится в материковых льдах Арктики и Антарктиды. Океанические воды характеризуются устойчивым изотопным составом водорода и кислорода. В термальных водах dD слабо меняется, а d18О возрастает.
Таким образом, непосредственное участие живых организмов во фракционировании изотопов водорода и кислорода не обнаружено. В то же время биогенные образования отражают изотопный состав среды их обитания. Это можно использовать при палеогеографических и палеобиогеохимических реконструкциях. Например, известны попытки на основании определения изотопного состава кислорода в карбонатных скелетах моллюсков реконструировать температуру древних морей.
Организмы не только непосредственно закрепляют водород в биосфере, связывая его в органическом веществе, но также оказывают сильное влияние на взаимодействие водорода с минеральным веществом педосферы. В почвенных растворах в результате диссоциации кислотных продуктов метаболизма образуется ион Н+, играющий важную роль в процессах трансформации кристал-лохимических структур гипогенных силикатов в структуры минералов глин. По этой причине интенсивность продуцирования кислотных продуктов метаболизма биотой суши является важным фактором гипергенного преобразования кристаллических горных пород и образования коры выветривания.

7.3. Глобальный цикл серы

Сера — характерный представитель группы активно дегазируемых элементов. В то же время поступление серы в атмосферу по сравнению с инертными газами или СО2 сильно затруднено. Это связано со следующими обстоятельствами. Среди газообразных соединений серы, выделяющихся с вулканическими газами, наиболее обычными являются диоксид cepы (IV) и сероводород. В процессе активного дегазирования мантии и прохождения через толщи горных пород газы растворяются в подземных водах. При этом H2S активно восстанавливает тяжелые металлы, образуя труднорастворимые сульфиды, главным образом дисульфид железа (пирит), a SO2 частично связывается в составе также плохо растворимых сульфатов кальция, бария, стронция. В результате указанных реакций значительная часть дегазируемых соединений серы трансформируется в твердые минералы, среди которых наиболее распространен пирит FeS2. Средняя концентрация сульфидной (в основном пиритной) серы в гранитном слое континентального блока земной коры 0,064%, сульфатной — 0,04%. Исходя из данных А.Б.Ронова и А. А.Ярошевского (1976), можно считать, что в гранитном слое масса сульфидной серы равна 5,3Ч1015 т, сульфатной серы — 3,3Ч1015 т.
В процессе фракционирования элементов при магматическом процессе сера вместе с металлами отщепляется от силикатного расплава и уходит в пневматолитово-гидротермальные флюиды, из которых затем выпадает в виде скоплений сульфидов железа, меди, цинка, свинца и некоторых других металлов. Заметим, что месторождения сульфидных руд составляют всего лишь тысячные доли процента от массы сульфидов металлов, рассеянных в верхней части гранитного слоя земной коры континентов мощностью 1 км.
Часть диффундирующих через земную кору газообразных соединений серы, а также сернистые газы вулканических выбросов и газово-жидких выделений наземных и подводных гидротерм поступает в систему Мирового океана и педосферу. При этом значительная часть газов захватывается бактериями в своеобразный микробиологический круговорот. Таким образом, дегазируемые соединения серы по пути в атмосферу должны преодолеть двойной фильтр: физико-химический в земной коре и биогеохимический на поверхности суши и на дне океана.
Глобальный массоперенос серы в биосфере не ограничен миграцией газообразных соединений и включает также миграцию водорастворимых соединений этого элемента в поверхностных и грунтовых водах. Образование водорастворимых форм серы связано с гипергенной трансформацией нерастворимых сульфидов, содержащихся в горных породах, в хорошо растворимые сульфаты. Сульфиды металлов в зоне гипергенеза подвергаются гидролизу и окислению, в результате чего образуется серная кислота, нерастворимые гидроксиды железа(Ш), марганца(IV) и легкорастворимые сульфаты. Образование сульфатов также происходит в почвах в результате микробиологических процессов. Водорастворимые сульфаты выщелачиваются из выветривающихся горных пород и выносятся с поверхности суши с речным стоком. Концентрация ионов [SO4]2- в морской воде 2,7 г/л. В системе Мирового океана аккумулировано 3,7Ч1015 [SO4]2-, в том числе 1,2Ч1015 т S.
Сера — обязательный компонент живого вещества: она входит в состав белков, в молекулярной структуре которых играет важную роль. В составе живого вещества Мировой суши, образованного в основном высшими растениями, концентрация серы невелика — по данным X. Боуэна, 0,34 % сухой биомассы. В животных и бактериях из-за большого содержания в биомассе белков концентрация серы значительно выше. Отношение С : S в белках около 16, в углеводах — 80, в наземных растениях — более 200, в животных — около 70. В живом веществе океана среднее содержание серы составляет 1,20 % сухого вещества. Отношение С : S в морских растениях около 50, почти такое же, как у наземных животных.
Количество серы, находящейся в биомассе суши, равно 8,5Ч109 т, в фотосинтетиках океана — 0,07Ч109 т, в консументах океана — 0,09Ч109 т. Концентрация серы в неживом органическом веществе суши (лесных подстилках, торфе, гумусе почв), очевидно, близка к 0,5 % сухого вещества. Если эта цифра верна, то масса серы, находящаяся в органическом веществе педосферы, близка к 25Ч109 т.
Несмотря на интенсивное дегазирование серы из недр Земли, природные уровни концентрации сернистых газов в атмосфере весьма незначительны: благодаря активному связыванию рассматриваемого элемента в земной коре, гидросфере и живом веществе концентрация и H2S, и SO2 около 2- 10-8 %. Содержание H2S и SO2 в атмосфере очень непостоянно. С учетом вклада антропогенных факторов концентрация каждого из газов оценивается около 2Ч10-8 %, суммарное количество серы в атмосфере — 14Ч105 т.
Как следует из изложенного, своеобразие глобального цикла серы в биосфере обусловлено следующими причинами. Во-первых, способностью этого элемента под влиянием микробиологических процессов образовывать газообразные соединения (SO2, H2S и некоторые другие) и благодаря этому активно участвовать в массообмене между сушей и океаном, с одной стороны, и атмосферой — с другой. Во-вторых, трансформацией сернистых газов в хорошо растворимые сульфаты и заменой газовой миграции серы на водную. Это происходит благодаря быстрому окислению восстановленных и недоокисленных сернистых газов кислородом атмосферы и образованием хорошо растворимых сульфатов, легко вымывающихся из атмосферы и включающихся в водную миграцию. В-третьих, широким развитием сульфатредуцирующих бактериальных процессов в водных бассейнах и гидроморфных ландшафтах, куда поступают с водой растворенные сульфаты. Образующийся при разрушении сульфатов сероводород переводит растворенные в воде железо и другие металлы в форму труднорастворимых сульфидов, которые уходят в осадки морей и надолго прочно связывают крупные массы серы.
Благодаря постоянному выводу серы в осадочной оболочке накоплено огромное количество этого элемента. Согласно данным А. Б. Ронова (1976), средняя концентрация сульфидной серы в осадочной оболочке составляет 0,183%, масса — 4,1Ч1015 т. Масса сульфатной серы — 5,2Ч1015 т, общее количество серы — 9,3Ч1013 т. В то же время во всем гранитном слое земной коры содержится 8,5Ч10'5 т серы. Если же учесть растворенную в океане сульфатную серу (1,2Ч1015 т), то очевидно, что в биосфере этого элемента имеется больше, чем его могло быть извлечено из гранитного слоя континентального блока земной коры даже при его полном разрушении. Распределение масс серы в биосфере убедительно свидетельствует, что они не выщелочены из гранитного слоя при выветривании, а привнесены в биосферу в результате дегазации мантии:


Резервуар Масса, 109 т
Атмосфера, S............................................................................ 0,0014
Мировая суша:
биомасса растительности.............................................................. 8,5
органическое вещество педосферы ........................................... 25,0
Океан:
биомасса фотосинтетиков............................................................ 0,06
биомасса консументов.................................................................. 0,09
растворенные неорганические ионы.....................................1200000
Земная кора: -^
осадочная оболочка:
S-сульфидная.........................................................................4 100 000
S-сульфатная ...........................................................................5200000
гранитный слой континентального блока:
S-сульфидная..........................................................................5 300000
S-сульфатная...........................................................................3300000

Значение живого вещества для глобальной геохимии серы в биосфере не менее велико, чем для углерода, хотя проявляется совершенно иначе. Если в биогеохимическом цикле углерода на суше главную роль играет сопряженная жизнедеятельность высших растений и почвенных микроорганизмов, то в биогеохимическом цикле серы основное значение имеет взаимодействие разных групп бактерий. Бактерии, синтезирующие органическое вещество, могут рассматриваться как продуценты, а разлагающие — как деструкторы (Заварзин Г. А., 1984). Взаимодействие таких групп способствует функционированию малых биогеохимических циклов.
Так, фототрофные пурпурные серные бактерии окисляют сероводород с образованием сульфата в качестве метаболита:

Условием для продолжения деятельности серных бактерий является удаление главного продукта обмена — сульфат-ионов; удаление обеспечивается деятельностью вторичных анаэробных бактерий, для которых субстратом служит сульфат, а метаболитом — сероводород. Этой реакцией заканчивается малый цикл серы. Но анаэробный цикл серы, как все биогеохимические циклы, полностью не замкнут.
Образующийся сероводород удаляется двумя путями. Во-первых, происходит связывание серы в виде черных гидратированных сульфидов железа — гидротроилита (мельниковита), в дальнейшем эволюционирующего в пирит и марказит. Во-вторых, сероводород мигрирует в атмосферу.
По мнению Г.А.Заварзина (1984), вторичные аэробные бактерии серного цикла продуцируют большую часть сероводорода, поступающего в атмосферу. Поступление этого газа из вулканических источников значительно меньше.
Определить микробиологическое продуцирование сернистых газов весьма сложно. По данным Дж. Фрейда (1976), в результате Деятельности микроорганизмов из океана в атмосферу выделяется 48Ч106 т/год серы. Одна ее часть в виде недоокисленных газов типа SO2 растворяется в воде (25Ч106 т), другая полностью окисляется до сульфатов и вымывается атмосферными осадками. По Мнению Дж. Фрейда, почвенные бактерии на суше выделяют в атмосферу в виде газов 58Ч106 т/год серы, из которых 15Ч106 т поглощаются растительностью, а 43Ч106 т окисляются в атмосфере до сульфатов и выпадают с атмосферными осадками.
Кроме того, с поверхности континентов ветром захватывается значительная масса сульфатов в виде дисперсных твердых частиц, которые входят в состав аэрозолей и затем выпадают на поверхность. Оценить эту массу в настоящее время можно лишь очень приблизительно. Поданным А. Ю.Лейн и соавторов (1988), в эоловой эмиссии в атмосферу с последующим осаждением участвует масса серы, равная 8Ч106 т/год.
Одно из наиболее интересных открытий биогеохимии заключается в установлении эффекта фракционирования изотопов живыми организмами. Компоненты живой клетки и внеклеточные метаболиты, как правило, обогащены легкими изотопами. Это явление, рассмотренное в разделе о биогеохимическом цикле углерода, не менее ярко выражено в биогеохимии серы. В природе известны четыре стабильных изотопа серы. Самый легкий из них 32S имеет распространенность (%) 95,1, другие: 33S — 0,74; 34S — 4,2; 35S — 0,016. Практический интерес представляет соотношение двух изотопов: 32S и 34S.
Относительную распространенность этих изотопов можно определить по формуле

В качестве стандарта принята сера троилита из метеорита Каньон Диаболо, имеющая отношение 34S : 32S = 0,0450045. Любое соотношение двух изотопов серы в природных объектах может быть выражено через значение d34S, которое будет иметь знак плюс в! случае возрастания соотношения по сравнению с эталоном и знак минус при уменьшении этого соотношения.
Установлено, что биогенные соединения серы — твердые и газообразные — обогащены легким изотопом. Наибольший эффект характерен для реакции биохимического восстановления сульфата до сероводорода, производимого бактериями Desulfovibrio desulphuricans. При этом в H2S увеличивается содержание легкого изотопа 32S, а не охваченные биогеохимическими процессами ионы [SO4]2- остаточно обогащаются изотопом 34S.
В результате очень распространенного процесса микробиологической редукции сульфатов в биосфере произошло разделение серы на две части: серу биогенных сернистых газов и их производных (сульфидов), обогащенную легким изотопом, и серу сульфатов, в которых вследствие потери легкого изотопа произошло возрастание относительного содержания тяжелого изотопа 34S. Так как сульфаты аккумулированы в морях и океанах, то в океанической воде и эвапоритах значение d34S равно соответственно 20 и 17, а в осадочных породах, где, как отмечено ранее, присутствует значительное количество биогенного сульфида железа, d34S имеет значение -12. Сера H2S, продуцируемого сульфатредуцирующими микроорганизмами, имеет d34S до -43.
Оценка масс серы, участвующих в массообмене в системах суша —тропосфера —суша и океан—тропосфера—океан, у разных авторов сильно различается. Так, выделение серы с поверхности океана в виде биогенных сернистых газов Дж.Френд (1976) и А.Цендер (1980) оценивают в 48Ч106 т/год, а А. Ю.Лейн и соавторы (1988) — в 7Ч106 т/год. Это связано с большими трудностями экспериментального определения масс сернистых газов, поступающих из разных источников. В то же время сернистые газы в атмосфере быстро окисляются и переходят в сульфатную форму, легко вымываемую атмосферными осадками. Следовательно, определив массу сульфатов, выпадающих на протяжении года с атмосферными осадками на поверхность океана, можно получить представление о суммарном количестве серы, поступающей в атмосферу в разных формах и из разных источников. Аналогичный прием можно применить по отношению к Мировой суше.
Исходя из годового количества атмосферных осадков, выпадающих на поверхность Мирового океана (411Ч1015 л), и их средней минерализации (10 мг/л), можно считать, что на поверхность океана выпадает растворенных солей 4,1Ч109 т/год плюс 20 % от этой массы солей в форме сухих осаждений — 0,8Ч109 т/год S, всего 4,9Ч109 т солей в год, в том числе серы 0,28Ч109 т/год. Кроме того, как отмечено в разд. 3.3, 10 % от всей массы солей, находящихся над акваторией Земли, переносится с воздушными массами на сушу. Следовательно, можно считать, что разными путями (захват брызг морской воды, испарение, выброс пленок газовых пузырьков, выделение биогенных и вулканических SO2 и H2S) в атмосферу над океаном поступает около 0,31Ч109 т/год S, которая переходит в сульфатную форму и в количестве 0,83Ч109 т/год [SO4]2" или 0,28Ч109 т/год S выпадает на поверхность океана, а немногим менее 0,08Ч109 т/год [SO4]2- или 0,03Ч109 т/год S переносится на сушу.
Большая часть Мировой суши (117Ч106 км2) дренируется реками, стекающими в систему Мирового океана. С этой территории испаряется 62Ч1015л/год воды, которая вновь выпадает в виде атмосферных осадков. Средняя концентрация [SO4]2˜ в атмосферных осадках суши около 5 мг/л. Следовательно, с поверхности рассматриваемой территории ежегодно поступает в атмосферу и вновь возвращается 0,310Ч109 т [SO4]2- или 0,103Ч109 т S с осадками плюс 20 % в форме сухих осаждений серы 0,02- 109 т, всего 0,123Ч109 т S. Кроме того, на поверхность суши выпадает 44Ч1015л атмосферных осадков, принесенных воздушными массами с акватории, а вместе с этими осадками 0,03Ч109 т/год S.
Территория площадью 32Ч106 км2 не имеет стока в океан. Здесь происходит замкнутый круговорот 7,5Ч10|5 л воды в год со средней концентрацией [SO4]2- около 30 мг/л. В этом круговороте принимает участие 0,225Ч109 т/год [SO4]2-, в том числе 0,75Ч109 т S.
Итак, с поверхности Мировой суши на протяжении года поступает 0,198Ч109 т серы, а выпадает на 0,03Ч109 т больше за счет переноса с океана. В то же время с речным стоком выносится в океан в форме растворимых сульфатов 0,163Ч109 т S в год.
На дне морей и океанов происходят интенсивные процессы редукции сульфатов, содержащихся в морской воде, и образование сульфидов железа. Количественная оценка образующихся масс сульфидов проблематична, данные авторов различаются в 100 раз: от 7Ч106 т S в год (Цендер А., 1980) до 100Ч106 т S в год и более. Согласно данным А.Ю.Лейн и соавторов (1988), осаждения сульфидной серы в океане составляют 0,111Ч109 т/год, сульфатной серы значительно меньше — 0,028Ч109 т/год. Интенсивность бактериальной сульфатредукции в явно восстановленных морских и океанических донных осадках изменяется в очень широких пределах — от 0,001 до 1,8 мг H2S на килограмм осадка в сутки.
Возвращаясь к оценке различных источников поступления сернистых газов в биосфере, отметим, что выделение H2S с поверхности суши и океана измеряется десятками миллионов тонн серы в год. Эмиссия сероводорода особенно активно происходит на участках морских прибрежных мелководий и в ландшафтах болот. Как уже отмечалось, H2S и SO2 в атмосфере быстро окисляются и трансформируются в сульфатную форму. Но имеются сведения о том, что некоторая часть SO2 может растворяться в морской воде, а также поглощаться наземными растениями и почвой.
Необходимо отметить значительное количество различных соединений серы, поступающих через гидротермы. Это количество А.Цендер и соавторы (1980) определили в 129Ч109 т/год серы в сульфатной форме. Эмиссия серы при собственно вулканических извержениях значительно меньше и разными авторами определяется от 2 т/год (Френд Дж., 1976) до 28 т/год (SCOPE - 21, 1983).
Как ни важна роль хемолитотрофных бактерий в системе глобального массообмена серы, значение фотосинтезирующих организмов остается весьма существенным. На основании данных о продукции наземной растительности до ее нарушения хозяйственной деятельностью человека и среднем содержании серы в сухой биомассе наземной растительности, равном 0,34 %, можно полагать, что в биологическом круговороте на суше ежегодно участвовало 0,59Ч109 т серы. Средняя концентрация серы в фотосинтезирующих организмах океана значительно выше, чем в растениях суши, а именно 1,2% (Боуэн X., 1966). Соответственно в биологическом круговороте в океане участвует 1,32Ч109 т/год серы.
Основные черты существующего массообмена серы, по-видимому, сложились более 0,5 млрд лет назад. Как показано в настоящем разделе, глобальный цикл серы в биосфере в значительной мере обусловлен биогеохимическими процессами. В то же время структура глобального цикла и распределение масс серы изменялись по мере того, как шло преобразование окружающей среды под воздействием деятельности живых организмов.
Интересные данные получены при изучении изотопного состава серы отложений разного возраста. Установлено, что в отложениях, имеющих возраст более 2 млрд лет, существенного изменения в соотношении 32S и 34S не происходило. Это указывает на небольшой размах деятельности сульфатредуцирующих и серобактерий. Но в более поздних отложениях обнаруживаются сильные колебания в соотношении изотопов, что связано с избирательным поглощением живыми организмами легкого изотопа 32S. Около 1,7 млрд лет назад началось отложение мощных толщ морских сульфатов — гипсов и ангидритов. По-видимому, это было связано с нарастающим поступлением кислорода благодаря деятельности цианобактерий в интервале 2,8— 1,7 млрд лет назад. Согласно М. Шидловскому (1980), 38 % всего кислорода, поступившего на протяжении геологической истории, было связано в мощных толщах осажденных сульфатов (гипсов и ангидритов). Отложенные гипсы обогащены тяжелым изотопом 34S, что указывает на высокую активность бактерий, захвативших значительную массу легких изотопов, в том числе 32S. Благодаря этому гипсы оказались достаточно обогащенными тяжелым изотопом 34S.
В глобальном цикле серы ярко выражена его сильная незамкнутость, проявляющаяся в непрерывном выведении из миграционных потоков крупных «избыточных» масс серы в виде сульфидов железа и сульфатов кальция (и отчасти магния). Благодаря выведению серы в океане и атмосфере поддерживается очень невысокое содержание сернистых газов. В то же время сера — один из главных компонентов газов, выделяющихся из недр Земли. Учитывая массы серы, содержащиеся в разной форме в осадочной оболочке и Мировом океане, можно заключить, что за время существования биосферы в нее поступило не менее 10,5Ч1015 т серы.
Поступление соединений серы, образованных в результате хозяйственной деятельности людей, в атмосферу, педосферу и природные воды является одним из наиболее сильных проявлений воздействия человечества на окружающую среду.
Основной техногенный поток серы в атмосферу связан с эмиссией сернистых газов, образующихся при сжигании минерального топлива и выплавке металлов. Главными путями загрязнения природных вод растворимыми соединениями серы являются смыв удобрений в гидрографическую сеть и сточные воды предприятий химической промышленности.
Более 95 % выбросов техногенных сернистых газов приходится на SO2 и ее производные — SO3 и H2SO4, которые способствуют активизации коррозии металлов, оказывают поражающее действие на растения, животных и человека. Согласно И.И.Альтшулеру (1980), в середине 70-х годов прошлого столетия из разных источников в атмосферу ежегодно поступало 120Ч10б т SO2 и (4—5) Ч106 т H2S. Это количество в начале XXI в. должно существенно возрасти. В атмосфере происходит быстрая трансформация SO2 в SO3 и затем в H2SO4. При взаимодействии с постоянно присутствующим в тропосфере аммиаком образуется сульфат аммония. В определенных условиях часть SO2 вымывается атмосферными осадками, поглощается растениями и почвой. Большая часть SO2 окисляется до [SO4]2-, который является самым распространенным ионом атмосферных осадков. Общее количество серы, поступающей в атмосферу из индустриальных источников, составляет около (100 — 110Ч106т/год.
Определенный вклад в движение масс водорастворимых соединений серы, в частности в водный сток с континентов, вносит смыв минеральных удобрений — около (20 — 30)Ч106 т/год. Примерно такое же количество серы поступает со сточными водами промышленных предприятий химической, горной и металлургической промышленности.
Как следует из данных табл. 7.3, техногенные выбросы соединений серы в окружающую среду не нарушают баланса масс, мигрирующих в глобальном цикле серы. В то же время соединения серы в индустриальных и бытовых отходах оказывают губительное воздействие на биоту обширных территорий, создавая опасность для нормального функционирования самого главного звена биосферы. Массированная эмиссия SO2 в атмосферу порождает так называемые кислотные дожди, распространяющиеся далеко за пределы индустриальных районов. Растворимые соединения серы в промышленных и бытовых стоках поражают экосистемы крупных внутриконтинентальных водоемов и шельфовых морей, не считаясь с государственными границами.
Таблица 7.3
Миграция масс серы в биосфере

Процессы массообмена
Масса, 109 т/год
Мировая суша

Биологический круговорот (фотосинтез — деструкция органического вещества)
590
Массообмен между сушей и тропосферой:
выделение педосферой биогенных газов в тропосферу
вымывание из тропосферы окисленных газообразных соединений
210
230
Вынос с речным стоком:
растворенные неорганические ионы
растворенное органическое вещество
взвешенное органическое вещество

162
2
1
Перенос ионов [SO4]2- c воздушными массами морского происхождения на сушу
22
Океан

Круговорот фотосинтетиков планктона
1320
Выделение газообразных соединений серы в тропосферу
310
Вымывание из тропосферы водорастворимых окисленных газообразных соединений
Удаление в осадки:

<< Пред. стр.

страница 14
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>

Copyright © Design by: Sunlight webdesign