Круговорот углерода в биосфере и глубинная дегазация Земли

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

Введение

1. Источники углерода на Земле

1.1 Источники и резервы углерода на Земле

1.2 Углерод в биосфере и почве

2. Глобальный круговорот углерода

2.1 Круговороты химических элементов в биосфере

2.2 Биогеохимические круговороты углерода: ландшафтный, малый и биосферный

3. Дегазация Земли

4. Влияние круговорота углерода на глобальный климат

4.1 Концентрация углерода в системе литосфера - гидросфера - атмосфера

4.2 Изменение содержания углерода в атмосфере в разные геологические периоды

Заключение

Список литературы

Введение

Тема данной курсовой работы: «Круговорот углерода в биосфере и глубинная дегазация Земли».

Человеческая деятельность привела к разомкнутости биогеохимического круговорота диоксида углерода (СО₂) в наземных экосистемах. Особое место в современных биогеохимических циклах углерода занимают сжигание горючих ископаемых (угля, нефти, газа и др.), обжиг извести, лесные пожары, вырубка лесов, распашка земель. Следствием чего явился прогрессирующий рост его содержания в атмосфере, что катализирует парниковый эффект и может привести к непредсказуемым последствиям - это в первую очередь необратимые глобальные изменения климата в сторону потепления, в результате которых произойдет таяние ледниковых покровов, многолетней мерзлоты и, как следствие, повышение уровня Мирового океана. Будет нарушена экологическая стабильность планеты. Снижение выбросов парниковых газов возможно путем использования альтернативной энергетики, снижения энергоемкости и общей мощности хозяйственной деятельности человека, а также восстановления естественных лесов.

1. Источники углерода на Земле

углерод биосфера дегазация

1.1 Источники и резервы углерода на Земле

Как показывают новейшие исследования возникновение Земли как планеты связано с существованием в прошлом двойной звезды Юпитер-Солнце. Она образовалась из 6-й сброшенной Юпитером оболочки в процессе его звездной эволюции, которая закончилась 3.3 млрд. лет назад.

Этим обусловлен первоначальный состав вещества Земли, включающий все элементы шести периодов таблицы Менделеева, синтезированные Юпитером, в том числе такие важные для существования жизни, как углерод - основа биогеохимии.

Основной источник углерода для живых организмов -- это атмосфера Земли, где данный элемент присутствует в виде диоксида углерода (углекислого газа, СО₂). Масса этого вещества в атмосфере оценивается астрономической цифрой 4 · 10¹¹ тонн! В процессе выветривания и фотосинтеза ежегодно из атмосферы поглощается более 8 · 10⁸ тонн СО₂. Если бы не было механизма кругооборота, то за несколько тысяч лет углерод полностью исчез бы из атмосферы, оказался “захороненным” в горных породах. По современным оценкам, масса диоксида углерода, “спрятанного” в горных породах, примерно в 500 раз превышает его запасы в атмосфере. В атмосфере СО₂ переносится ветрами как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях.

Диоксид углерода присутствует в воде, где он легко растворяется, образуя слабую угольную кислоту Н₂СО₃. Эта кислота вступает в реакции с кальцием и другими элементами, образуя минералы, называемые карбонатами. Карбонатные породы, например известняк, находятся в равновесии с диоксидом углерода, который содержится в контактирующей с ними воде. Аналогичным образом количество СО₂, растворенного в океанах и пресных водах, определяется его концентрацией в атмосфере. Общее количество растворенных и осадочных углеродсодержащих веществ оценивается примерно в 1,8 трлн. т.

Еще одним переносчиком углерода является метан. Его в атмосфере тоже немало--около 5 · 10⁹ тонн. Однако из атмосферы происходит утечка метана в стратосферу и далее в космическое пространство. Кроме того, метан расходуется и в результате фотохимических реакций. Продолжительность существования молекулы метана в атмосфере в среднем составляет 5 лет.

Углерод в соединении с водородом и другими элементами является одним из основных компонентов клеток растений и животных. Например, в организме человека он составляет около 18% массы тела. Многочисленность и очень широкое распространение живых организмов не позволяют удовлетворительно оценить общее содержание в них углерода. Можно, однако, приблизительно оценить суммарное количество углерода, связываемого растениями, а также выделяемого в процессе дыхания растений, животных и микроорганизмов. Установлено, что зеленые растения поглощают в год около 220 млрд. т CO₂. Почти такое же количество этого вещества выделяется в неорганическую среду в процессе дыхания всех живых организмов, а также в результате разложения и сгорания органических веществ.

При определенных условиях разложения и сгорании созданных живыми организмами веществ не происходит, что ведет к накоплению углеродсодержащих соединений. Так, например, древесина живых деревьев может быть на 3-4 тысячелетия надежно защищена от микробного разложения и от пожара корой, способной противостоять действию микробов и огня. Древесина же, попавшая в торфяное болото, сохраняется еще дольше. В обоих случаях связанный в ней углерод оказывается как бы в ловушке и надолго выводится из круговорота. В условиях, когда органическое вещество оказывается захороненным и изолированным от воздействия воздуха, оно разлагается только частично и содержащийся в нем углерод сохраняется. Если впоследствии в течение миллионов лет эти органические остатки подвергаются давлению вышележащих отложений и нагреванию за счет земного тепла, значительная часть его превращается в ископаемое топливо, например в каменный уголь или нефть. Ископаемое топливо образует природный резерв углерода. Несмотря на интенсивное его сжигание, начавшееся с 1700-х годов, неизрасходованными еще остаются примерно 4,5 трлн. т.

Если ограничиться традиционными рамками углеродного цикла, то весь резерв земной атмосферы, океана и биомассы исчерпался бы в довольно короткий срок--за 50--100 тысяч лет. Однако этого не происходит. Приходится допустить, что запасы углерода на поверхности планеты непрерывно пополняются. Основными источниками поступления углерода ученые считают космос и мантию Земли.

Космическое пространство поставляет нам углерод вместе метеоритным веществом. Точнее будет сказать: поставляло настоящее время поступление космического углерода на планет незначительно -- всего 10^-10 от общего количества ежегодно “складируемого” в процессе осадконакопления. Но, как полагают многие специалисты, так было далеко не всегда: в прошлые геологические эпохи количество метеоритов и космической пыли было намного больше.

Второй и на сегодняшний день основной поставщик углерода - мантия планеты, причем не только во время извержений вулканов как считалось ранее, но и при дегазации недр, за счет, газового дыхания планеты. Поскольку и здесь углеродные запасы не безграничны, то они, естественно, должны как-то пополняться. И такой механизм пополнения исправно действует и по сей день. Это затягивание осадков океанической коры в мантию при надвигании плит друг на друга.

1.2 Углерод в биосфере и почве

Углерод (С) - активный воздушный и водный мигрант, образующий в биосфере множество органических и минеральных соединений - углеводородов (СО₂, СН₄, C₂H₄, С₂Н₆, СО и др.) и их производных, карбонатов и гидрокарбонатов. Он является главным химическим элементом органического вещества. Углерод в биосфере (педосфере) может находиться в разных фазовых состояниях (твердом, жидком, газообразном), образующих динамическую систему, параметры которой определяются природными и антропогенно-техногенными факторами. Углерод в биосфере представлен наиболее подвижной формой СО₂ (диоксид углерода, или углекислый газ).

В истории Земли основным источником СО₂ является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Кларковое, или среднее, содержание углекислого газа в атмосфере 0,03 % и в настоящее время оно возрастает, достигая 0,035 %, в земной коре - 0,023, в почвах - 2 %; в биосфере: чистых известняках - 12 %, живом веществе - 18, древесине - 50, каменном угле - 80, нефти - 85 % по объему. В углях, нефти, известняках и других породах содержится около 3 х 10¹⁶ т углерода, в атмосфере - 6 х 10¹¹, водах океанов и морей - 4 х 10¹³, литосфере - 2 х 10¹⁷, педосфере (углерод гумуса) - 1,5 х 10¹² т. Полный оборот углекислого газа атмосферы Земли через фотосинтез оценивается в 300 лет.

Педосфера является одним из основных резервуаров диоксида углерода в биосфере. Почвы участвуют в балансе СО₂, СН₄, связывая их в различных формах или, наоборот, способствуя их высвобождению в атмосферу, т.е. почвенный покров играет большую роль в газово-атмосферном режиме планеты. Основным источником СО₂ в атмосфере служит дыхание почвы, включающее дыхание корней, микроорганизмов и почвенных животных. Например, эмиссия СО₂ (в процессе минерализации органического вещества) почвенного покрова в России составляет 3,12 млрд. т/год. Почвенное органическое вещество является хранилищем самых больших запасов (1395,3 Гт) углерода в наземных экосистемах. Таким образом, почвенный покров своей газовой функцией (по отношению к углероду) выполняет в биосфере важнейшую роль поддержания современного оптимального климата.

Одной из главных составных частей газовой фазы почвы (почвенного воздуха) является углекислый газ. Почвенный воздух существенно отличается от атмосферного, в нем в 10-100 раз больше СО₂. Это связано с тем, что почва поглощает богатый кислородом (21 %) атмосферный воздух и выделяет СО₂ (что характерно для процесса дыхания). Поэтому газообмен между почвой и атмосферой называют "дыханием" почвы. По количеству выделенного СО₂ можно ориентировочно судить о биологической активности почвы (характеризует интенсивность биологических процессов, протекающих в почве). Чем интенсивнее биологические процессы в почве, тем больше она выделяет СО₂. При одинаковых условиях (температуре, влажности и т.п.) чем выше содержание органического вещества в почве, тем больше она выделяет СО₂. В лесных почвах воздух содержит значительно больше СО₂ (за счет дыхания корней растений), чем в пахотных.

Диоксид углерода принимает непосредственное участие в процессах выветривания-почвообразования. Он является важным фактором химического выветривания пород и минералов (например, карбонаты переходят в бикарбонаты и т.п.), влияет на кислотность-щелочность почвенного раствора, увеличивает растворимость фосфатов, усиливает мобилизацию питательных элементов, т.е. переход их в доступное для растений состояние.

Диоксид углерода (непременный компонент атмосферного воздуха) в настоящее время рассматривается как загрязняющее вещество в связи с тем, что за последние десятилетия его поступление в атмосферу в результате сжигания горючих материалов (угля, нефти, газов, сланцев и др.) настолько велико, что не может полностью перерабатываться растениями планеты и растворяться водами Мирового океана.

2. Глобальный круговорот углерода

2.1 Круговороты химических элементов в биосфере

Изменения, происходящие в мире, разделяются на регулярные и хаотические. Устойчивые изменения часто имеют циклический характер, когда система снова и снова переходит в точно такое же состояние, в котором она была в начале процесса. Цикл характеризуется периодом, амплитудой, т.е. размахом колебаний и порядком следования событий перехода системы из одного состояния в другое. Промежуток между последовательными событиями, содержанием которого является один из взаимосвязанных процессов цикла или одно из возможных состояний системы представляет собой фазу цикла.

Планетарный круговорот веществ - процесс перемещения и превращения вещества, неизменно повторяющийся цикл развития в системе земных геосфер (литосфере, гидросфере, атмосфере, педосфере) и, прежде всего, в биосфере. Символом круговорота служит не круг, а циклоида - линия, описываемая точкой, находящейся на ободе движущегося колеса, т.е. движение (развитие) по спирали, имеющее более или менее выраженный циклический характер. Как отмечает А.И. Перельман, термин "круговорот" нельзя признать удачным, так как он создает впечатление о развитии по кругу, о возвращении системы в прежнее состояние. В действительности круговорот элементов обратим не полностью, часть веществ из него изымается и фоссилизуется (захороняется) в биосфере и стратисфере (осадочной оболочке Земли и слоистых вулканических породах) в виде гумуса, пород и минералов (известняков, торфа и др.). В результате системы не возвращаются в прежнее состояние, для них характерно поступательное развитие.

Круговорот веществ - основное свойство геосфер различных уровней, отражение единства вещества на планете. Он создает основной механизм превращения на Земле вещества (солей, газов, взвесей и т.д.) и энергии (теплоты) и объединяет разные слои (оболочки) планеты. Например, вулканические извержения поставляют СО₂ в атмосферу и гидросферу, а фотосинтез и карбонатообразование изымают СО₂, связывая углерод в карбонатах и органических соединениях. Таким образом, происходит обратная связь между глубокими частями земной коры (а возможно, и верхней мантии) и биосферой, названная А.И. Перельманом «геохимическим циклом (круговоротом)», в котором участвует земная кора (биосфера, стратисфера, метаморфическая и гранитная оболочки) и который включает в себя тектономагматические и биосферные циклы.

Освещая вопрос о круговороте химических элементов, важно отметить, что в природе постоянно протекают различные химические реакции. Часть этих реакций проходит без участия живых существ, а часть -- при их непосредственном участии, т. е. в живой природе. В результате химических процессов атомы перемещаются, движутся. Вследствие этого происходит обмен веществ и энергии между всеми оболочками Земли: литосферой, атмосферой, гидросферой, биосферой. Круговорот химических элементов является причиной постоянства протекания химических реакций. Можно сказать, что благодаря круговороту химических элементов - повторяющимся процессам превращения и перемещения веществ в природе - возможна жизнь на Земле.

Круговая или спиральная упорядоченность проявляется и при взаимодействии разнородных систем. В биологический круговорот веществ вовлечена как косная, так и живая природа: на поверхности суши и в верхних слоях морей идут процессы аккумуляции элементов в живых организмах, а в почве и в глубинах водоемов разложение органики приводит к минерализации.

Биогеохимическая машина Земли представлена циклами элементов, связанных между собой. Это углерод, кислород, азот, кальций, магний, фосфор, сера, кремний, железо.

Главенствующим является цикл органического углерода (рис.1), с ним сопряжены циклы углекислоты и кислорода.

Рис.1. Круговорот углерода по Демирчен К.С. (2004)

Превращение неорганического углерода в первичную продукцию происходит в этом цикле за счет использования солнечной энергии цианобактериями, водорослями, растениями и в малой степени хемоавтотрофами, использующими эндогенный водород. В процессе фотосинтеза создаются органические вещества из углекислоты и воды при участии ферментов в хлоропластах клеток автотрофов, превращающих в свои ткани углекислоту, воду, минеральные соли, основными элементами которых являются калий, фосфор, азот, и поставляющих в атмосферу кислород. В деструкционной части цикла органического углерода участвуют органотрофные организмы; конечным продуктом деструкции является углекислота, замыкающая цикл органического углерода и сопрягающая его с циклом неорганического углерода и циклом кислорода. Выделение углекислоты в атмосферу идет на всех уровнях биоценоза. Поступление углекислого газа, продукта процессов окисления, имеет суточную и сезонную ритмику.

Цикл органического углерода дополняется циклами азота, кальция, магния, кремния, серы, железа. Из отдельных циклических процессов складывается круговорот - взаимосвязанное превращение и перемещение веществ в природе не полностью обратимое.

Циклические или органогенные элементы имеют наибольшую суммарную массу в биосфере. Для циклических элементов характерны многочисленные химические обратимые процессы. Их геохимическая история может быть выражена круговыми процессами (циклами). Каждый элемент дает характерные для определенной геосферы соединения, постоянно возобновляющиеся. После более или менее продолжительных и более или менее сложных изменений элемент возвращается к первичному соединению и начинает новый цикл, завершающийся для элемента новым возвращением к первоначальному состоянию. Великие ученые, открывшие в 1773 г. земные газы (O₂, CO₂, H₂O, NH₃, H₂S, SO₂, SO₃, H₂, CH₄, CO, CHOH, CSO, NO₂) и их свойства, предугадали эти характерные химические циклы. Имена этих ученых Д. Прингль и Д. Пристлей. Затем в 1842г. два французских ученых Ж. Б. Дюма и Ж. Буссенго дали яркую картину этих циклов. В 1850-х годах К. Бишоф, позже Ю. Либих и К. Мор перенесли эти представления на остальное вещество земной коры. Элементы, образующие циклы, характеризуются химическими соединениями, молекулами или кристаллами. Эти циклы обратимы лишь в главной части атомов, часть же элементов неизбежно и постоянно выходит из круговорота. Этот выход закономерен, т.е. круговой процесс не является вполне обратимым.

Среди форм такого выхода из цикла особое значение имеет рассеяние элемента, его выход в форме свободных атомов. Быть может, элемент этим путем выходит из цикла, иногда навсегда.

2.2 Биогеохимические круговороты углерода: ландшафтный, малый и биосферный

Биогеохимический круговорот углерода - это комбинация последовательных периодических (в течение суток - миллиардов лет) непрерывных замкнутых процессов превращения, перемещения, распределения, рассеяния и концентрации углерода через косную и органическую природу в биосфере при активном участии живых организмов. Биогеохимический круговорот углерода в биосфере в целом и в конкретном ландшафте - из диоксида углерода в живое вещество и обратно в диоксид углерода - приводится в действие диалектическим единством двух противоположно направленных процессов - фотосинтеза и минерализации. Но часть углерода посредством медленно идущих циклических процессов удаляется, отлагаясь в осадочных породах. Баланс атмосферного углерода определяется биогеохимическими круговоротами, в каждом из которых осуществляются приход и расход СО₂.

В ходе жизнедеятельности организмов (в процессе дыхания) и при вулканических извержениях углерод возвращается в атмосферу и гидросферу. Определенное количество его отлагается в литосфере и педосфере и расходуется на углекислотное выветривание алюмосиликатов и образование различных углеродистых соединений. При этом биологические компоненты ежегодного круговорота углерода значительно превосходят геологические составляющие этого процесса.

В течение четырех лет растения суши и моря усваивают столько углерода, сколько его содержится в атмосфере, а в течение 300 лет - в гидросфере. За время геологической истории углерод атмосферы и гидросферы, вероятно, многократно участвовал в круговоротах. Однако эти циклы (цикл - законченный круг миграции углерода в биогеохимических круговоротах) необратимы. Стоит заметить, что извлеченный из атмосферы углерод, и захороненный даже в виде карбонатов, не говоря уже о захороненной органике, извлекается из нее все же не навсегда. По прошествии некоторого, часто очень значительного времени (до сотен миллионов лет и более), он возвращается обратно в атмосферу и участвует в дальнейшем круговороте.

Предположим, что в определенный период времени начинается интенсивное образование осадков, содержащих углерод (хоть образование карбонатов, хоть захоронение органики, хоть и то, и то, вместе), и через некоторое время прекращается. Накопленные океанической корой большие запасы осадков постепенно в процессе субдукции попадают в недра, на большую глубину, где под действием очень высокой температуры происходит разложение этих больших запасов карбонатов и органики. В результате, по прошествии некоторого, довольно большого времени (которое требуется, чтобы часть плиты с высоким содержанием упомянутых осадков дошла до больших глубин до сотни километров) увеличиваются потоки углекислого газа и метана в атмосферу. Однако увеличение потоков этих газов в атмосферу в свою очередь стимулирует и рост биомассы (с последующим увеличением захоронения отмершей части), и накопление карбонатов, что приводит в дальнейшем к повторению цикла.

Цикл органического углерода определяется реакциями фотосинтеза, ведущими к образованию первичной продукции (новообразование органического вещества растений продуцентов):

СО₂ + Н₂О = [СН₂О] + О₂

где [СН₂О] - сокращенное обозначение биомассы, и суммарной реакцией деструкции:

[СН₂О] + О₂ = СО₂ + Н₂О (дыхание)

Цикл органического углерода сопряжен с циклом неорганического углерода путем углекислотного выщелачивания изверженных пород и образования осадочных карбонатов по обратной реакции:

Са (НСО₃)₂ - СаСО₃ + СО₂ + Н₂О.

При этом карбонатное равновесие или устанавливается химически, или катализируется ферментом карбоангидразой. Углекислотное выветривание магматических пород привело к образованию огромных запасов минерального углерода в виде известняков и доломитов.

Скорость изменения массы углерода в атмосфере зависит от интенсивности изъятия его из воздушной оболочки и консервации. Выведение СО₂ из круговоротов происходит в результате продукции органического вещества фотосинтезирующими растениями и связывания при образовании карбонатных пород в результате процессов выветривания-почвообразования. В химическом отношении роль СО₂ при выветривании сводится к вытеснению из силикатов и алюмосиликатов щелочных и щелочноземельных металлов и переводу их в карбонаты. Например, образование каолинита из плагиоклазов, наиболее распространенных силикатных минералов литосферы, описывается реакциями альбит каолинит

2NaAlSi₃0₈ + 2СО₂ + 3Н₂О = Al₂ [Si₂O₅] (OH)₄ + 2NaHCO₃ + 4SiO₂,

анортит каолинит

СаА1₂SiO₂О₈ + 2СО₂ + 3Н₂О = Al₂ [Si₂O₅] (OH)₄ + Ca (HCO₃)₂.

Однако кроме силикатных пород углекислотному выветриванию подвержены также осадочные карбонатные породы, взаимодействие которых с атмосферным СО₂ идет по реакции

СаСО₃ + СО₂ + Н₂O = Са (НСO₃)₂.

Связывание атмосферного СО₂ при выветривании происходит опосредованно через цикл продукции и деструкции органического вещества почв. В этом отношении почвенный покров является своеобразным химическим реактором, где идут процессы выветривания.

Преобладающая часть атомов углерода земной коры сосредоточена в известняках и доломитах (минеральный, или неорганический углерод). Отношение захороненного углерода (10³ ГтС) в продуктах фотосинтеза к углероду в карбонатных породах (10⁷ ГтС) составляет 1:4. Время, в течение которого происходило накопление углерода в литосфере, очень велико и сравнимо с временем существования биосферы.

Особое место в современных биогеохимических циклах углерода занимают сжигание горючих ископаемых (угля, нефти, газа и др.), обжиг известняка, лесные пожары, вырубка лесов, распашка земель и т.п., связанные с деятельностью человека. В результате в атмосферу возвращается около 1,5 млрд. т углерода, т.е. примерно столько же, сколько его ежегодно связывается в ходе выветривания (образование СаСО₃ и других минералов). Биогеохимические круговороты углерода протекают в пространстве и времени. По длительности (периодичности) и пространственному развитию можно выделить относительно короткие (часы - тысячи лет) биогеохимические круговороты (малый и ландшафтный биогеохимические циклы углерода) и биогеохимический цикл, соизмеримый с геологической историей (большой биогеохимический цикл углерода). В пространственном отношении первые протекают в широком спектре экосистем (ландшафтов) разных уровней, второй - охватывает всю биосферу. Малый и ландшафтный биогеохимические круговороты (циклы) углерода развиваются на фоне большого биогеохимического круговорота (цикла) и являются его составной частью.

В биогеохимических круговоротах углерода особо важная роль принадлежит почве, поскольку она служит важнейшим накопителем органического вещества, представленного органическими остатками и гумусом, которые служат одновременно и аккумулятором, и донором СО₂. Педосфера, являясь одной из главных фаз биосферного круговорота, выполняет в отношении углерода следующие функции: резервуара для стока и трансформации атмосферного углерода, ассимилированного при фотосинтезе наземной растительностью; генератора и аккумулятора устойчивых соединений углерода в форме гумуса и карбонатов; генератора и источника подвижных соединений и бикарбонатов в виде углеродосодержащих газов (прежде всего СО₂) и водорастворимых органических соединений и бикарбонатов.

Педогенный углерод, включаясь в воздушные и водные миграционные потоки, связывает биосферу, атмосферу, гидросферу, литосферу в единый биосферный биогеохимический круговорот веществ.

Ландшафтный биогеохимический круговорот углерода - миграция, распределение, рассеяние и концентрация углерода, осуществляющиеся на литологически однородном участке земной поверхности (части географической оболочки Земли) от элювиальных ландшафтов к супераквальным и субаквальным (аквальным), представляющем сложную биокосную систему, в которой почва, кора выветривания, континентальные отложения, грунтовые и поверхностные воды, растительность, животный мир, приземный слой атмосферы тесно между собой связаны миграцией атомов углерода. Между компонентами ландшафта существуют радиальные, или вертикальные (между атмосферой, растительным и животным миром, почвами, горными породами, подземными и поверхностными водами), и латеральные, или горизонтальные (между соседними геосистемами разных рангов), миграции углерода.

Природный ландшафтный биогеохимический круговорот углерода складывается из его абиогенной (физико-химической, механической) и биогенной (фотосинтез, разложение органического вещества и т.д.) миграции. На данном типе круговорота акцентируется внимание при решении локальных и региональных задач, связанных с циклами и балансом углерода, при изучении элювиальных (автономных), трансэлювиальных (транзитных), супераквальных и субаквальных элементарных геохимически сопряженных ландшафтов. Вертикальная мощность ландшафта измеряется слоем, в котором наиболее активно взаимодействуют все отдельные среды.

Малый биогеохимический круговорот углерода - динамическая геохимическая система превращения живого вещества, в которой происходит беспрерывный круговорот углерода при участии растений, животных и микроорганизмов. В круговороте участвуют почва (педосфера), растительность и атмосфера, которые объединены механизмом прямой и обратной связи (почва - растительность - атмосфера).

Главные компоненты, обеспечивающие малый биогеохимический круговорот углерода (как и ландшафтный круговорот): продуценты (все зеленые растения, производящие органическое вещество из неорганических составляющих), консументы (все группы животных, паразитарные формы грибов, растения-паразиты) и редуценты (в первую очередь бактерии и грибы, превращающие органические остатки в неорганические вещества). Малый биогеохимический круговорот углерода проявляется в относительно коротком цикле (часы - сотни лет) и связан со сложным взаимодействием химических, биохимических и биологических процессов, которые контролируются сложным комплексом природно-экологических (биотой, климатом и т.д.) и антропогенных факторов. Малый биогеохимический круговорот углерода развивается на фоне биосферного биогеохимического круговорота и в экосистемах (биогеоценозах) протекает совместно с ландшафтным круговоротом, хотя и в разных формах, и с разной интенсивностью. Малый и ландшафтный биогеохимические круговороты углерода являются наземными круговоротами, так как они охватывают экосистемы суши.

Биосферный биогеохимический круговорот углерода - непрекращающийся процесс миграции, распределения, рассеяния и концентрации углерода в системе "верхние слои литосферы - океан - нижняя часть атмосферы", соизмеримый с геологической историей земной коры. Данный круговорот определяется как биологическими, так и геологическими процессами (тектонические поднятия, седиментогенез, вулканическая деятельность и др.), в своей совокупности осуществляющими обмен углерода между сушей, океаном и атмосферой. Круговорот углерода в биосфере состоит из двух разных циклов: наземного и морского, связанных через границу между океаном и атмосферой. Круговорот, идущий в океане, в основном автономен. Диоксид углерода, растворенный в морской воде, усваивается фитопланктоном, а кислород уходит в раствор. Зоопланктон и рыбы потребляют углерод, фиксированный фитопланктоном, а кислород используют при дыхании. В результате разложения органических веществ в воду возвращается СО₂, усвоенный фитопланктоном. Ежегодное сжигание примерно 5 млрд. т горючих ископаемых должно увеличить атмосферный запас СО₂ на 0,7 %, т.е. к 320 млн.-¹ (современное содержание СО₂) ежегодно должно прибавляться почти на 2 млн.-⁴. На деле же за год концентрация СО₂ в воздухе быстро уходит из атмосферы или в океан, или в наземную флору. Биосферный круговорот углерода состоит из двух разных циклов - наземного и морского (океанического).

Распределение СО₂ между органическим веществом почвы, растительностью, атмосферой и океаном играет важную роль в формировании теплового баланса планеты, который зависит как от природных (фотосинтез растений, дыхание корней, животных и микроорганизмов, обменная диффузия на поверхности океана, метаморфизация органических материалов, поступление СО₂ из глубин земной коры), так и от антропогенно-техногенных (обработка земли, выжигание растительности, сгорание топлива) процессов. Деятельность человека приводит к дополнительному накоплению углерода в атмосфере, которое катализирует парниковый эффект, что может привести к планетарному потеплению климата.

Годовой уровень обмена углерода между поверхностью Земли и атмосферой составляет 225 ГтС/год, что примерно в 30 раз превышает количество СО₂, связанного с антропогенными выбросами. Около 80 % (или 60 % СО₂ суши) пула углерода сосредоточено в северной циркумполярной области (тундра, тайга, леса, луга), тропических и субтропических лесах. В бореальных лесах, 2/3 которых сосредоточены в России, содержится более 40 % СО₂ суши. Три четверти запасов углерода циркумполярного Севера сосредоточены в лесных регионах, составляющих более 1500 млн. га суши (10 % поверхности Земли). Основная часть этого пула находится в виде отмершего органического вещества в поверхностном слое торфяных и лесных почв. По отношению к массе углерода коэффициенты фоссилизации органического углерода составляют: в глубоководных частях океана - 0,06 %, на шельфе - около 1%, в озерах на континентах (в виде сапропеля) - 3,5%, в болотах - 8,6 %. Содержание органического углерода в детрите и гумусе педосферы достигает 2104* 10¹² кгС, что в 2,9 раза превышает его массу в атмосфере (728 *10¹² кгС) и в 3,8 раза выше, чем в биомассе наземной растительности (560* 10¹² кгС). Океан поглощает более 4 ГтС/год, из них более 2 ГтС/год приходится на долю биосферы океана

3. Глубинная дегазация Земли

Дегазация Земли, сопровождающаяся вертикальной миграцией, установлена во многих нефтегазовых бассейнах. Исландия - пример горячей дегазации Земли, на 90 % сложена базальтами, в разной степени измененными гидротермами.

Это явление обычно рассматривается как метановая дегазация Земли и свидетельствует о возможности образования углеводородных газов в глубинах Земли в результате воздействия очень высоких температур и громадных давлений на углерод, по-видимому, как органического, так и неорганического происхождения.

Между тем за счет процессов дегазации Земли (вулканической деятельности, фильтрации из мантии) систематически выбрасывается в биосферу неорганический углерод (диоксид углерода), часть которого в виде неорганических карбонатов откладывается в осадочных породах и выводится из биосферы. Таким образом, за время порядка миллиарда лет запас неорганического углерода в биосфере должен был возрасти в десятки тысяч раз, чего не произошло. С помощью изменения концентрации углерода в пузырьках воздуха ледовых кернов Антарктиды и Гренландии различного возраста установлено, что в пределах погрешности измерений концентрация углерода в атмосфере сохранялась постоянно в течение последних нескольких тысяч лет.

Возникновение жизни связано с началом дегазации Земли. Теория основана на регистрируемых широких процессах дегазации Земли и возможности синтеза углеводорода в лабораторных условиях путем катализа при различных давлениях, температурах и катализаторах - химическая основа минеральной гипотезы. Эта теория (гипотеза) впервые возникла в России в результате работ Д.И.Менделеева (карбидная гипотеза), впервые синтезировавшего нефть в лаборатории, и многочисленных работ П.Н.Кропоткина и его последователей.

С позиций как биогенного, так и абиогенного происхождения углеводорода на больших глубинах следует ожидать открытий преимущественно высоко-напористых газовых и газоконденсатных залежей. Для формирования и сохранения таких залежей необходимы надежные покрышки, к которым можно отнести сульфатно-галогенные породы. Что касается других типов газоупоров (аргиллитов, глинистых известняков), то на больших глубинах они в значительной мере утрачивают свои свойства.

Осадочные отложения играют главенствующую роль лишь в накоплении и сохранении месторождений углеводорода, сформировавшихся за счет глубинной дегазации Земли, из-за наличия в их составе покрышек различного происхождения. Кроме того, внедряющаяся в осадочный чехол газоводяная смесь несет собой широкий спектр углеводорода мантийного происхождения, которые смешиваются с имеющейся в осадочных отложениях микронефтью формируют различные по объему залежи углеводорода, в том числе и гигантские. По результатам изучения флюидных включений в минералах жильных, метаморфических и магматических пород установлено, что эти включения не могли образоваться без поступления флюидов мантийного происхождения.

4. Влияние круговорота углерода на глобальный климат

4.1 Концентрация углерода в системе «литосфера-гидросфера-атмосфера»

Больше всего углерода сконцентрировано в карбонатных горных породах - известняке CaCO₃ и доломите СаСО₃*MgCO₃ . Однако, содержащийся в них углерод практически выводится из круговорота.

Основное связующее звено в круговороте этого элемента - атмосфера, поскольку углерод в ней содержится в наиболее подвижной форме - в виде оксида углерода IV.

Поскольку оксид углерода растворим в воде, атмосфера может обмениваться с океаном. По запасам углерода океан значительно превосходит воздушную оболочку. Однако углерод не превращается в биомассу из-за нехватки там других жизненно важных элементов - азота и фосфора. Тем не менее океан поддерживает концентрацию СО₂ в атмосфере более или менее постоянной, забирая СО₂ , если его становиться больше, и отдавая - если его количество уменьшается. Согласно имеющимся данным наблюдений, в настоящее время как Мировой океан, так и суша являются глобальными стоками СО₂ , причем в океане это обусловлено химическими и биологическими процессами, тогда как на суше связано с усилением «фертилизации» растительности за счет возрастающей концентрации СО₂ и азота, а также с изменениями землепользования.

СО₂ не вымораживается при понижении температуры, и продолжает создавать парниковый эффект даже при самых низких температурах, возможных в земных условиях. Вероятно, именно благодаря постепенному накоплению углекислого газа в атмосфере, вследствие вулканической деятельности, Земля смогла выйти из состояния мощнейших оледенений (когда даже на экватор был покрыт мощнейшим слоем льда) в начале и конце протерозоя.

Углекислый газ вовлечен в мощный круговорот углерода в системе литосфера-гидросфера-атмосфера, и изменение земного климата связывают, прежде всего, с изменением баланса его поступления в атмосферу и выведения из нее.

Большие потоки наблюдаются в системах океан (вместе с обитающими там организмами) - атмосфера, и наземная биосфера - атмосфера. В океан ежегодно поступает из атмосферы около 92 Гт углерода и 90 Гт возвращается обратно в атмосферу. Таким образом, океаном ежегодно дополнительно изымается из атмосферы около 2 Гт углерода. В то же время в процессах дыхания и разложения наземных умерших живых существ в атмосферу поступает около 100 Гт углерода в год. В процессах фотосинтеза наземной растительностью изымается из атмосферы тоже около 100 Гт углерода. Как мы видим, механизм поступления и изъятия углерода из атмосферы достаточно сбалансирован, обеспечивая приблизительно равные потоки. Современная жизнедеятельность человека включает в этот механизм все увеличивающийся дополнительный поток углерода в атмосферу за счет сжигания горючих ископаемых (нефть, газ, уголь и пр.). Также поток углерода в атмосферу увеличивается и за счет вырубки и частичного сжигания лесов, при этом прирост биомассы, способствующий поглощению СО₂ составляет всего около 0,2 Гт в год вместо почти 2 Гт в год. Даже учитывая возможность поглощения около 2 Гт дополнительного углерода океаном, все равно остается довольно значимый дополнительный поток (к настоящему времени около 6 Гт в год), увеличивающий содержание углекислого газа в атмосфере. Кроме того, поглощение углекислого газа океаном уже в ближайшем будущем может уменьшиться, и даже возможен обратный процесс - выделение углекислого газа из Мирового океана. Это связано с понижением растворимости углекислого газа при повышении температуры воды - так, например, при повышении температуры воды всего с 5 до 10 °С, коэффициент растворимости углекислого газа в ней уменьшается приблизительно с 1,4 до 1,2.

Итак, поток углекислого газа в атмосферу, вызываемый хозяйственной деятельностью не велик по сравнению с некоторыми естественными потоками, однако его нескомпенсированность приводит к постепенному накоплению СО₂ в атмосфере, что разрушает баланс поступления и изъятия СО₂, складывавшийся за миллиарды лет эволюции Земли и жизни на ней.

За период с 1750 г. по настоящее время концентрация СО₂ в атмосфере возросла примерно на одну треть, достигнув самого высокого уровня за последние 420 тыс. лет, о чем свидетельствуют данные ледяных кернов.

Примерно на две трети рост концентрации СО₂ за последние 20 лет обусловлен выбросами в атмосферу за счет сжигания ископаемых топлив (остальное приходится на долю вкладов от сведения лесов и в меньшей степени цементной промышленности). На рис. 2 показан рост концентрации углекислого газа в атмосфере за последнее тысячелетие. В процессе сжигания топлива в топках электростанций и двигателях внутреннего сгорания в атмосферу выбрасывается огромное количество СО₂ - в пересчете на углерод 6 гигатонн в год, что составляет вполне значимую величину по сравнению с естественным кругооборотом углерода (160 Гт/год), обусловленным массообменом атмосферы с океаном и биосферой.

Приведенные на рис.2 данные неопровержимо свидетельствуют о том, что за последние 200 лет концентрация СО₂ выросла на 30% по сравнению с доиндустриальным уровнем. В соответствии с многочисленными прогнозами если не принимать никаких мер, то к середине ХХI века вследствие дальнейшего развития энергетики, транспорта и промышленности произойдет удвоение концентрации СО₂ в атмосфере по сравнению с 1800 годом.

Рис.2. Изменение концентрации СО₂ в атмосфере Земли в течение последних 1000 лет. По Ершов Ю.И. (2004)

Еще одним компонентом углеродного цикла является метан, содержание которого в атмосфере оценивается как 1,8 ppm (parts per million, частей на миллион). Основные места образования метана -- это сильно увлажненные территории, залежи углеводородов, включая газогидраты.

Ранее считалось, что поток метана из недр Земли невелик, и его практически не учитывали. Однако некоторые современные оценки поступления метана от дегазации недр, основанные на анализе содержания различных изотопов углерода, входящего в состав метана, дают уже весьма значимые цифры около 0,2 Гт в год, и даже более.

Поток метана в атмосферу может значительно увеличиться при разрушении метангидратов, обнаруженных в последние десятилетия в вечной мерзлоте и в глубинах Мирового океана. Метангидраты - это фактически тот же лед, в котором в каркасах молекул воды за счет действия вандерваальсовских сил присутствуют еще молекулы метана (химическое взаимодействие отсутствует). Значительная часть метангидратов находится в метастабильном состоянии и подвергается опасности разложения при небольшом повышении температуры (порядка одного-нескольких градусов).

Кроме того, метан высачивается на дне океана через трещины земной коры, выделяется в немалом количестве при горных разработках и при сжигании лесов.

Судя по анализу пузырьков воздуха, запечатанных во льдах Антарктиды, содержание метана за последние 400 тысяч лет демонстрировало колебания, практически совпадающие с колебаниями содержания углекислого газа (СО₂) и изменениями температуры, хотя механизмы образования этих газов, так же как механизмы изъятия их из атмосферы, совершенно разные. Рост концентрации метана в атмосфере вызывает немалое беспокойство. За последние два столетия она возросла в два раза, в то время как углекислого газа -- только на четверть. В 1970-80-е годы рост метана был особенно заметен, но в последнее десятилетие ХХ века он, по не очень понятным причинам, резко замедлился. Основная причина межгодовых различий в поступлении метана -- это изменение состояния болот. Похолодание ведет к ослаблению эмиссии метана, но и сильная жара также не способствует его накоплению, так как многие болота просто высыхают.

4.2 Изменение содержания углерода в атмосфере в разные геологические периоды

В атмосфере в настоящее время содержится около 7,5х10² Гт углерода. Небольшим содержание СО₂ в атмосфере было далеко не всегда - так в архее (около 3,5 млрд. лет назад) атмосфера состояла почти на 85-90% из углекислого газа, при существенно большем давлении и температуре.

Благодаря выделению радиогенного тепла, которое было в архее мощнее нынешнего (а также тепла из других источников), и низкой теплопроводности пород, что позволяло накапливаться тепловой энергии, постепенно разогревались недра, и около 4 млрд. лет назад началось частичное плавление пород в них. Начала происходить сильная дегазация пород и формирование мощной атмосферы, состоящей из азота, углекислого газа, паров воды, метана, водорода, аммиака и других газов. Эта атмосфера обладала уже очень мощным парниковым эффектом, однако, к счастью, получилось так, что он был все же недостаточным, чтобы оказаться необратимым.

Однако поступление значительных масс воды на поверхность Земли в результате дегазации недр, а также возникновение жизни обеспечило связывание почти всего атмосферного и значительной части растворенного в воде углекислого газа в виде карбонатов (в литосфере хранится около 5,5х10⁷ Гт углерода). Также углекислый газ стал преобразовываться живыми организмами в различные формы горючих полезных ископаемых.

Более прохладный климат протерозоя по сравнению с архейским, вероятно, обуславливался значительно меньшим содержанием углекислого газа в атмосфере на протяжении этого времени. В протерозое еще практически отсутствовала кислородная атмосфера и не работали процессы окисления углерода, возвращающие обратно в атмосферу углекислый газ, поглощенный биотой. Его содержание в атмосфере определялось балансом как поступления в атмосферу благодаря вулканической деятельности, так и вывода из атмосферы процессами продолжающейся гидратации силикатов (хотя и вновь сильно замедлившимися к середине протерозоя, после формирования серпентинитового слоя), и процессами захоронения органики в бескислородных условиях.

В конце протерозоя, в период приблизительно 900-600 млн. лет назад, на Земле прошла череда сильнейших оледенений, подобных оледенениям начала протерозоя, по мощности которым в дальнейшем уже не было равных. Ледяной покров достигал в это время даже экватора. Эту серию оледенений связывают с тем, что приблизительно в то же время наблюдалось наиболее интенсивное в истории Земли захоронение неокисленной органики, что очевидно, значительно уменьшало содержание углекислого газа в атмосфере и парниковый эффект в ней.

Когда, в результате интенсивного извлечения углекислого газа из атмосферы, происходило падение парникового эффекта, и наступало мощное оледенение. Ледяной покров и низкие температуры сильно угнетали фотосинтез, приводили к отмиранию значительной части биомассы, извлечение углекислоты из атмосферы сильно замедлялось.

Вследствие действия перечисленных факторов происходило накопление углекислого газа в атмосфере благодаря вулканической деятельности (скорость вывода его биосферой в такие периоды была мала), а также возвращение его в атмосферу от окислившейся органики. В свою очередь, происходившее потепление снижало растворимость углекислого газа в воде и приводило к его переходу в атмосферу, что еще более увеличивало парниковый эффект. Вероятно, содержание углекислого газа в атмосфере в теплые периоды верхнего протерозоя могло превышать современное в триста раз.

Итак, оледенение отступало. До тех пор, пока расплодившаяся биота опять не выводила почти все запасы углекислого газа из атмосферы, и цикл начинался опять.

Вероятно, в результате этого и возникали в палеозойскую эру несколько оледенений. Это оледенение пермо-карбоновое (350-230 млн. лет назад), начавшегося в каменноугольном периоде, а также оледенения на границе верхнего ордовика - нижнего силура (460-420 млн. лет назад), и оледенение верхнего девона (370-355 млн. лет назад).

Такие оледенения, продолжавшиеся несколько миллионов (а то и десятков миллионов) лет, чередовались с теплыми периодами, и продолжались эти колебания до тех пор, пока не сформировались биологические механизмы, усилившие и сделавшие более стабильным приток кислорода в глубинные слои, что обеспечило возвращение почти всего извлекаемого из атмосферы углекислого газа обратно.

По окончании пермо-карбонового оледенения, с наступлением мезозойской эры, на планете установился очень теплый климат, с полным отсутствием полярных ледяных шапок. Теплый климат на протяжении почти всего мезозоя, со средними температурами на 10-15°С, превышающими современные, вероятно обеспечивало довольно высокое содержание парниковых газов в атмосфере, появившееся после мощной вулканической активности и сильнейшего вымирания на границе палеозоя и мезозоя, и поддерживавшееся на приблизительно том же уровне и далее, до конца мезозоя. В меловом периоде, например, концентрация углекислого газа в атмосфере была выше в 6-10 раз современной.

Одной из причин, по которой в большей части мезозоя сохранялось высокое содержание углекислого газа в атмосфере, вероятно, было совершенствование круговорота углерода, обеспечившее более эффективный возврат его в атмосферу. Кстати, за время накопления всех каустобиолитов (уголь, нефть и пр.) в фанерозое, примерно 40% созданных запасов приходится на палеозой, 50% на кайнозой, и только 10% на мезозой.

Содержание углекислого газа в атмосфере в начале кайнозоя (палеоцен-эоцен) было приблизительно в пять раз выше современного. Средние температуры тогда были выше современных приблизительно на 8°С. Даже в Северном море в палеоцене температура поверхностных вод составляла около 17-18°С, увеличившись в эоцене до 22-23 °С.

Стоит отметить продолжавшееся снижение парникового эффекта - так содержание углекислого газа в атмосфере уже в раннем миоцене (около 20 млн. лет назад) понизилось по сравнению с палеоценом и эоценом приблизительно вдвое (до 0,09% с 0,16%), и составляло одну треть от своего содержания в атмосфере во время мелового периода (около 0,27%).

Итак, содержание углекислого газа, накопленного в результате мощной дегазации пород в атмосфере во времена архея (когда он являлся основным газом земной атмосферы, приблизительно на порядок более плотной нежели сейчас), в ходе всей последующей эволюции планеты постепенно снижалось, что уменьшало парниковый эффект, который во времена архея поднимал температуру поверхности Земли приблизительно на пару сотен градусов выше температуры лучистого равновесия для того времени. Правда, на эту долговременную, в миллиарды лет, тенденцию накладывались довольно значимые колебания - стоит вспомнить и великие оледенения начала и конца протерозоя, и теплую обстановку мезозойской эры.

Конечно, мощный парниковый эффект архейской атмосферы определялся отнюдь не одним углекислым газом, огромную роль играли и большие запасы накопленных в атмосфере паров воды. Но при этом, так как, по всей видимости, в архее условия на поверхности планеты все же позволяли существовать воде в жидком состоянии, далеко не вся выделявшаяся при дегазации недр вода оставалась в атмосфере, значительная часть ее конденсировалась и выпадала на поверхность. Концентрация водяных паров в атмосфере по мере выведения углекислого газа из нее должна была снижаться тоже - снижение содержания углекислого газа приводило к некоторому остыванию атмосферы, что в свою очередь приводило к дополнительной конденсации водяных паров в ней и к дальнейшему понижению парникового эффекта. А переход дополнительно части парообразной воды в жидкое состояние из-за понижения температуры, в свою очередь способствовал дальнейшему выведению углекислого газа из атмосферы (механизмы чего были описаны ранее).