Распределение масс углерода в земной коре

(по данным А. Б.Ронова и А.А.Ярошевского, 1976,

с добавлениями автора)

* Включая эффузивы.

** За исключением эффузивов.

Главным резервуаром углерода служит осадочная толща земной коры (стратисфера). Концентрация С_к и С_орг 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 С_к и 75 % массы С_орг. Основная масса С_орг представлена рассеянным органическим веществом. Концентрированные скопления С_орг 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 — 6×10¹² 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:

С_орг.................................................................................15000000

С_к..................................................................................81 000000

гранитный слой континентального блока:

С_орг................................................................................. 4000000

С_к...................................................................................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= 1123,72×10^-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 С_к и С_орг. 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 С_к и С_орг 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 С_к и С_орг 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 С_к: С_орг 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 172,5×10⁹ 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 60×10⁹ т углерода. Продукцию фотосинтеза в океане определяют от 40×10⁹ (Болин Б., 1979) до (50 — 60) ×10⁹ т/год С_орг (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 1,5×10⁹ т/год. Такое количество ежегодно выводится из глобального кругооборота углерода в настоящее время; до нарушения растительного покрова человеком эта величина была больше — вероятно около 2×10⁹ т/год.

Масса углерода, связывающегося в наиболее устойчивых (гуминовых) компонентах почвенного гумуса, вероятно, в 2 — 3 раза меньше, порядка 0,5×10⁹ 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 (2500×10⁹ т) и ее продукции (172,5×10⁹ 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 20×10⁹ до 100×10⁹ т/год С_орг и более, в среднем около (50 — 60)×10⁹ т/год. В силу того что синтезированное планктоном органическое вещество практически полностью захватывается и разлагается последующими трофическими циклами, в осадок уходит не более 0,1×10⁹ т/год, что соответствует около 0,05×10⁹ т/год углерода. Таким образом, на протяжении года живое вещество суши и океана поглощает около 440×10⁹ т СО₂ или 120×10⁹ т С_орг, 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 — 196×10¹² т, в пересчете на СО₂ — 141×10'² 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 100×10⁹ т/год СО₂ или около 30×10⁹ 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 0,136×10⁹ т/год [НСО₃]^-. В этой массе содержится 0,027×10⁹ т С_к. При этом на сушу ежегодно переносится с воздушными массами океанического происхождения около 0,015×10⁹ т [НСО₃]^-, в том числе 0,003×10⁹ т С.

Средняя концентрация [НСО₃Г в атмосферных осадках над Мировой сушей около 10 мг/л. В круговороте воды над сушей участвует 6,9×10⁹ т [НСО₃]^_, т.е. 0,14×10⁹ т С. Дотация за счет переноса гидрокарбонатов воздушными массами с океана существенного значения не имеет.

Сложную проблему представляет оценка масс С_к и С_орг, 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 0,53×10⁹ т/год. Это количество может обеспечить вывод в осадок 1,33×10⁹ т/год СаСО₃, что соответствует выведению из карбонат-гидрокарбонатной системы 0,57×10⁹ т СО₂ или 0,16×10⁹ т С. Количество выносимого магния (135 • 10⁶ т/год) дополнительно может связать 68×10⁶ т/год С_к. Общее количество углерода, ежегодно связываемого в составе карбонатов, составляет около 0,2×10⁹ 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 С_к: С_орг = 18). С течением времени относительное содержание масс С_орг возрастало. В толще морских отложений кайнозойского возраста отношение С_к: С_орг 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 0,08×10⁹ т/год. Из данных А. Б. Ронова (1976) следует, что в неогене скорость выведения углерода в морские осадки колебалась от 0,020×10⁹ до 0,085×10⁹ т/год С_к и от 0,014×10⁹ до 0,020×10⁹ т/год С_орг. 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 0,2×10⁹ 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 0,5×10⁹ т/год С_к и близкое количество С_орг.

Таблица 7.2