Текст книги "Геохимическое землеведение: учебное пособие"

Распределение масс и циклы элементов, поступивших в географическую оболочку в результате дегазации вещества мантии

Геохимический цикл углерода. Геохимия углерода – один из наиболее ярких примеров циклического массообмена внутри географической оболочки. Распределение этого элемента следующее. В атмосфере имеется 2,45–10¹² т углекислого газа, в котором связано около 0,6-10¹² т углерода. В океане, помимо живого вещества, углерод присутствует в двух главных формах: во-первых, в составе растворенного и дисперсного органического вещества, рассеянного в воде, и, во-вторых, в виде ионов НСО₃^-, СО₃^2-и СО₂. Масса углерода, содержащегося в растворенном и дисперсном органическом веществе, близка к 2,1-10¹² т. Количество углерода, связанного в форме гидрокарбонат-карбонатных ионов, можно оценить величиной 38,5-10¹² т.

Как отмечено ранее, основная масса живого вещества находится на суше и имела до воздействия человека сухую массу 2,5-10¹² т, а в настоящее время уменьшилась на 25–30 %. Соответственно в биомассе суши до антропогенного воздействия содержалось более 1,2-10¹² т углерода, а в настоящее время около 0,9-10¹² т. Кроме того, на суше присутствует неживое органическое вещество: отмершие растительные остатки на поверхности почвы и торф, а также почвенный гумус (2,4-10¹² т), по оценке Н.И. Базилевич. В органическом веществе суши и гумусе связано примерно 2,5-10¹² углерода.

Наименьшее количество углерода находится в атмосфере, в полтора раза больше – в живом веществе. Примерно в два раза больше, чем в живом веществе содержится углерода в неживом органическом веществе педосферы. В водах Мирового океана углерода в 10 раз больше, чем во всех других резервуарах модели. Но главным резервуаром углерода служит осадочная толща земной коры (стратисфера). Концентрация углерода в осадочной оболочке на порядок выше, чем в гранитном и базальтовом слоях литосферы. Несмотря на то, что объем осадочной оболочки составляет всего ¹/₁₀ часть земной коры, в осадочной толще сосредоточено 75 % массы карбонатного и 75 % массы органического углерода. При этом основная масса органического углерода представлена рассеянным органическим веществом. Концентрированные скопления органического углерода 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 географической оболочке выглядит следующим образом (табл. 18).

Приведенные данные являются ориентировочными и отражают современный уровень наших знаний. Данные о распределении масс углерода в биосфере, полученные другими авторами и другими путями, принципиально не расходятся с нашими результатами, хотя численно отличаются (А.П. Виноградов, 1967; А.И. Иванов и др., 1988; Е.А. Романкевич, 1988; Б. Болин, 1979; и др.).

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.

Таблица 18

Распределение масс углерода в географической оболочке

Глобальный геохимический цикл углерода состоит из двух крупных циклов более низких рангов. Первый из них обусловлен связыванием углекислого газа в органическое вещество в процессе фотосинтеза и новым его образованием при биохимическом разрушении органического вещества организмами-гетеротрофами. Если бы этот процесс был замкнутым, то все количество синтезированного органического вещества разлагалось бы и уровень поглощенного углекислого газа полностью восстанавливался бы. Годовая продуктивность живого вещества суши до ее нарушения человеком составляла 172,5-10⁹ т, сухого вещества, т. е. более 80–10⁹ т углерода. В настоящее время содержание углерода в продукции природной растительности близко к 60–10⁹ т. По данным Е.А. Романкевича (1988) в продукции фотосинтезирующих организмов Мирового океана содержится близкое количество углерода.

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 органического вещества. Только на суше, в почвенном покрове, всего за 1–2 тысячи лет накоплено углерода в два раза больше, чем его содержится в атмосфере.

Не вся масса углерода, выведенная из цикла атмосфера – живое вещество, сохраняется в педосфере в виде растительных остатков и гумуса. Значительная часть окисляется, а затем в составе ионов НСО₃^-и СО₃^2-выносится с континентальным стоком в океан. Годовой вынос бикарбонатов равен 2,2-10⁹ т, соответственно углерода более 0,4-10⁹ т. Одновременно выносится около 0,5-10⁹ т углерода в составе взвешенных и растворенных органических соединений.

Таким образом, с суши, преимущественно из педосферы, в океан движется поток углерода в количестве 0,9-10⁹ т/год. Некоторое количество бикарбонатов возвращается на сушу с атмосферными осадками морского происхождения. Концентрация в них ионов НСО₃^-равна 0,36 мг/л, их общий объем 448-10¹⁵ л. На сушу переносится около 10 % НСО₃^-, т. е. 16–10⁶ т, в том числе 0,003-10⁹ т углерода. Этот возврат в 300 раз меньше выноса и не может, конечно, компенсировать общего выноса этого элемента с суши в океан.

Океан является основным вместилищем углекислоты, которая через бикарбонат-карбонатную систему находится в подвижном равновесии с углекислым газом атмосферы. Так намечается второй крупный цикл углерода, обусловленный обменом углекислого газа между атмосферой и океаном. Холодные воды приполярных районов океана поглощают углекислый газ из атмосферы, а теплые воды тропической акватории возвращают его избыток в атмосферу. Есть предположение, что за год около 100-10⁹ т СО₂ растворяется в океане и вновь возвращается в атмосферу. Этот цикл также не замкнут, так как на протяжении 2,5 млрд лет из вод морей и океанов систематически осаждались карбонаты кальция и магния.

Следовательно, живое вещество и бикарбонат-карбонатная система играют роль геохимических двигателей, обеспечивающих обмен углерода между атмосферой, сушей и океаном, причем в последнем накапливаются массы углерода, освобождающиеся из обменных циклов.

Как ни велик Мировой океан, его геохимическая емкость не беспредельна. Избыточные массы углекислых солей кальция и магния, а также взвешенные органические частицы уходят в осадки в форме рассеянного органического вещества. В глинистых отложениях морей и океанов сосредоточены миллиарды тонн рассеянного органического вещества. Еще большие количества углерода (около 8-10¹⁶ т) содержатся в мощных толщах карбонатных пород – известняках, доломитах, мергелях. Ориентировочно можно считать, что в осадок уходит 0,08–10⁹ т/год углерода с рассеянным органическим веществом и 0,16–10⁹ т с карбонатами. Структура общепланетарного геохимического цикла углерода приведена в табл. 19.

Таблица 19

Миграция масс углерода в биосфере

Непрерывный вывод углерода из глобального цикла и захоронение его в осадках морей имеет кардинальное значение для развития, географической оболочки. На основании тщательных расчетов А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского (1976) можно считать, что в «гранитном» слое земной коры содержится углерода: 4-10¹⁵ т в составе органических соединений и 18–10¹⁵ т в форме карбонатов (всего 22–10¹⁵ т). Это количество примерно в 4 раза меньше, чем в осадочной толще. Следовательно, углерод в географическую оболочку не мог поступить в результате гипергенного преобразования пород «гранитного» слоя литосферы. Резервуаром, откуда на протяжении более 3 млрд лет черпался углерод, служит атмосфера. Непрекращающееся выведение углерода из атмосферы могло бы обусловить постепенное убывание СО₂ в атмосфере, а следовательно, уменьшение биологического круговорота, т. е. нарастающее сокращение воспроизводства живых организмов, а затем и полное прекращение жизни на нашей планете. К счастью, в действительности этого нет. Данные геологии и биологии неопровержимо свидетельствуют не об угнетении, а о развитии и распространении жизни на Земле. Следовательно, мы должны заключить, что углерод постоянно поступает на поверхность планеты и количество СО₂ в атмосфере поддерживается на достаточно высоком уровне. Единственным источником такого пополнения атмосферы могут служить вулканические газы.

Известный геохимик А.Б. Ронов определил объемы всех типов осадочных горных пород и рассчитал количество углерода, содержащегося в карбонатных породах и рассеянном органическом веществе. Одновременно он установил объем вулканических лав, которые изливались в те периоды, когда отлагались осадки. Было обнаружено, что массы СО₂, 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. 16). По-видимому, объем лав отражает интенсивность выноса вулканических газов. На протяжении фанерозоя продолжительностью в 570 млн лет в осадочных отложениях было погребено 71300-10¹² т углерода, связанного в составе карбонатов, и 9100-10¹² т – в рассеянном органическом веществе. Приведенные данные показывают, с одной стороны, что существование и развитие жизни неразрывно связаны с глобальным геохимическим циклом углерода, который обеспечивается поступлением углекислого газа из недр Земли. С другой стороны, создание современной географической оболочки, 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 (около 1-10¹⁷ т) находилось бы в виде 4-10¹⁷ т углекислого газа в атмосфере, т. е. в тысячи раз больше, чем сейчас. Это имело бы самые серьезные последствия.

Рис. 16. Изменение во времени массы вулканических пород, суммарной массы СО карбонатных пород и массы органического углерода С, погребенного в осадочных толщах (по А.Б. Ронову, 1976)

Как известно, молекулы СО₂ в атмосфере поглощают инфракрасное (тепловое) излучение Земли и излучают поток энергии к земной поверхности. Столь сильное повышение содержания углекислого газа могло вызвать разогревание поверхности планеты, повышение температуры до 400 °C, испарение Мирового океана и создание обстановки, подобной той, которая имеет место на Венере.

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 от экватора до 51° с. ш. переотложенных красноцветных продуктов выветривания в неогене и затем их полное исчезновение на внетропической территории в плейстоцене обусловлено уменьшением поступления вулканического СО₂ в связи с окончанием основных фаз альпийского тектогенеза.

Некоторые ученые предполагают, что смена ледниковых и межледниковых периодов в плейстоцене обусловлена колебаниями содержания углекислого газа в атмосфере. По мнению О.П. Добродеева, распространение материкового льда и сильное сокращение площади лесной растительности с характерной для них высокой биомассой способствовало повышению углекислоты в воздухе и относительному потеплению. Сокращение ледников и распространение лесов сопровождалось изъятием углерода из атмосферы и связыванием его в биомассе и органическом веществе педосферы. Это вызывало постепенное похолодание и появление очередного материкового оледенения.

Подчеркнем, что все рассмотренные колебания глобального геохимического цикла углерода происходили естественным путем, без влияния хозяйственной деятельности человека.

Взаимосвязь геохимических циклов углерода и кислорода. Как показано в предыдущих разделах, геохимический цикл углерода, обусловленный геохимическим эффектом жизнедеятельности организмов, неразрывно связан с глобальной миграцией масс кислорода. Распределение масс этого элемента в географической оболочке следующая: в земной коре содержится 18500-10¹⁵ т, в гидросфере – 1200-10¹⁵ т, в атмосфере – 1,18–10¹⁵ т, в живом веществе – 0,009-10¹⁵ т. Как видно из приведенных данных, основная масса кислорода находится в составе кристаллического вещества земной коры. Кратко рассмотрим основные черты геохимии кислорода в земной коре.

Благодаря высокой геохимической активности, свободный кислород в этой оболочке отсутствует. Он преимущественно входит в кристаллохимические структуры силикатов и кварца. Эти легкоплавкие соединения, по-видимому, были выплавлены из мантии. На фоне расслоения Земли на оболочки и сопровождающую этот процесс дифференциацию химических элементов, ясно прослеживается постепенная концентрация кислорода в земной коре в исходном веществе планеты, за которое можно принять каменные метеориты (хондриты), в которых среднее содержание кислорода – 35 %, в веществе верхней мантии (породы ультраосновного состава) – 42,5 %, в базальтах, слагающих нижнюю часть земной коры, – 43,5 %, в гранитоидах, составляющих верхнюю часть коры континентов, – 48,1 %.

Основной структурный элемент кристаллического вещества земной коры – группировка из четырех ионов кислорода, окружающих ион кремния или алюминия. Глубинные горные породы на поверхности суши подвергаются воздействию физико-географических факторов. Кристаллохимическая структура минералов перестраивается, происходит изменение координации ионов кислорода и алюминия. При этом новообразованные гипергенные силикаты поглощают солнечную энергию. Поступая в глубинные части земной коры, они подвергаются перекристаллизации. Предполагается, что в этом процессе аккумулированная энергия освобождается и трансформация кристаллохимических структур кислородных соединений играет определенную роль в обмене энергии между верхней мантией и поверхностью земной коры, получающей солнечную радиацию.

Входя в состав воды, кислород составляет большую часть гидросферы – 86 % ее массы. Вода – одно из самых главных химических соединений наружной части нашей планеты. Круговорот воды обеспечивает температурно-влажностные условия существования живого вещества и вместе с тем способствует связыванию литосферы, гидросферы и атмосферы в единую географическую оболочку. Высокая диэлектрическая проницаемость воды обусловливает ее сильную растворяющую способность, благодаря чему в водную миграцию вовлекаются огромные массы химических элементов. Вода служит единственным исходным «сырьем» для образования свободного кислорода посредством реакций фотосинтеза и фотолиза.

Свободный кислород сконцентрирован в атмосфере, где он составляет У₅ объема, или 23,15 % массы. Несмотря на то, что свободный кислород составляет менее 0,001 % общего количества этого элемента в географической оболочке, его значение трудно переоценить. Будучи порождением жизни, он служит одним из основных условий существования главных ее форм.

В живом веществе кислород составляет 70 % благодаря высокому содержанию воды (60 %); в пересчете на сухую массу – около 40 %. Это количество ничтожно по сравнению с общей массой кислорода в географической оболочке. В то же время с деятельностью живого вещества связан главный цикл миграции свободного кислорода.

Связывание 1 г углерода в процессе фотосинтеза сопровождается выделением примерно 2,7 г кислорода за счет расщепления молекул Н₂О. Часть синтезированного органического вещества «сгорает», окисляется и разрушается в результате дыхания растений. На это расходуется около 15 % синтезированного вещества. Исходя из величины годовой продукции живого вещества, можно считать, что ежегодное продуцирование кислорода живым веществом планеты составляет примерно 300—350-10⁹ т. Около ³/₄ этого количества выделяется растительностью суши и немногим более ¹/₄ – организмами моря, главным образом фитопланктоном. Величины, определенные О.П. Добродеевым, составляют соответственно 258-10⁹ т и 60–10⁹ т в год. В сумме это несколько больше 0,003 % массы атмосферного кислорода.

При такой производительности фотосинтезирующие организмы менее чем за 4 тыс. лет могли бы удвоить количество свободного кислорода в атмосфере. Однако этого не происходит, так как на протяжении года разлагается такое количество органического вещества, которое почти равно приросту, и при этом поглощается почти весь выделившийся кислород. Тем не менее за счет консервирования части органического вещества свободный кислород постепенно накопился в атмосфере,

Второй миграционный цикл свободного кислорода связан с массообменом в системе атмосфера – гидросфера. В 1 л воды растворено от 2 до 8 см³ кислорода. Следовательно, в водах Мирового океана находится от 3 до 10 млн км³ растворенного кислорода. Холодные воды приполярных районов поглощают кислород, теплые тропические воды его отдают в атмосферу. Поглощение и возврат кислорода происходит также при смене холодных и теплых сезонов года. Согласно А.П. Виноградову, в массообмен вовлекается около 0,5 % атмосферного кислорода, т. е. 6000-10⁹ т/год. Это в 20 раз больше биогенного продуцирования кислорода.

По расчетам А.Б. Ронова, на протяжении последних 570 млн лет из недр Земли должно было выделиться 24,3-10¹⁵ т свободного кислорода. В современной атмосфере содержится 1,2-10¹⁵ т. Значит, 95 % выделившегося кислорода было затрачено на преобразование состава газовой и водной оболочек, а также верхних слоев земной коры, где были окислены огромные массы железа, марганца, серы и других многовалентных элементов. В результате этого из океана осаждались большие количества катионов, до тех пор находившиеся в растворе, а на суше сильно замедлилась миграция железа, марганца и их металлов-спутников.

Геохимический цикл азота. В отличие от ранее рассмотренных элементов, основная масса азота в форме N₂ сосредоточена в атмосфере, где он находится в количестве около 3900-10¹² т. В живом веществе суши, главным образом растительности, среднее содержание близко к 1 % от сухой биомассы, т. е. находилось до антропогенного воздействия порядка 25–10⁹ т. В органическом веществе педосферы средняя концентрация азота близка к 3 %, а общая масса элемента более 100-10⁹. В фотосинтезирующих организмах океана при средней концентрации азота 6 % его масса будет 0,1–0,2-10⁹ т. В организмах-консументах при средней концентрации азота 7 % его масса составляет 0,32–10⁹ т.

В океане азот присутствует в виде растворенных ионов, в составе неживого органического вещества и в форме растворенного в воде газа N₂. Масса азота в форме растворенных ионов равна 685-10⁹ т. Массу азота в дисперсном и органическом веществе океана в первом приближении можно принять равной 300-10⁹ т. Кроме всего перечисленного в океане растворен молекулярный азот атмосферы. Согласно А.П. Виноградову, при равновесии газов атмосферы с водой океана в нем растворено около 0,5 % всего свободного N₂, т. е. около 20 0 00–10⁹ т.

Масса азота, находящегося в толще осадочных пород, ориентировочно составляет около 600-10¹² т. В «гранитном» слое земной коры концентрация азота 0,002 %, а общая масса 164-10¹² т. Это значительно меньше, чем в других резервуарах географической оболочки. В осадочной толще азота больше в несколько раз, а в атмосфере – в 20 раз по сравнению с «гранитным» слоем литосферы. Следовательно, суммарное количество азота, содержащееся в географической оболочке, не может быть объяснено его извлечением из «гранитного» слоя земной коры, а, вероятно, обусловлено поступлением в атмосферу в составе вулканических газов, выделявшихся при выплавлении вещества земной коры из мантии. Распределение масс азота в географической оболочке приведено в табл. 20.

Таблица 20

Распределение масс азота в географической оболочке

В глобальном геохимическом цикле азота наиболее важное значение имеют массообмен газов между педосферой и атмосферой, биологический круговорот и миграция солей в системе суша – океан – атмосфера – суша. Особенно ответственна роль первого из указанных циклов, так как в результате его поддерживающих процессов обеспечивается поступление доступных для растений форм азота. Азот – необходимая составная часть белков, без белков нет жизни. Следовательно, количество азота лимитирует развитие живого вещества. Оригинальность ситуации заключается в том, что огромная масса этого элемента, находящаяся в атмосфере, недоступна для главных продуцентов – зеленых растений суши. Химическая инертность молекулярного азота обусловила его постепенную аккумуляцию в газовой оболочке Земли, где он составляет более 75 %. Молекулярный азот могут использовать лишь немногие организмы – азотфиксаторы. К ним относятся почвенные микроорганизмы, живущие свободно или в симбиозе с высшими растениями, частично – сине-зеленые водоросли. В результате деятельности этих организмов синтезируются соединения азота, без которых невозможно развитие высших растений, т. е. функционирование системы биологического круговорота.

Предполагается, что до вмешательства в природные процессы человека, на суше азотфиксаторы ежегодно связывали более 30–10⁹ т азота (Делвич, 1972). Если бы вся эта масса сохранялась, то растительность не могла бы ее использовать, и избыточные количества в форме солей азотной кислоты начали бы быстро накапливаться на суше и в океане. Одновременно избыточная продуктивность растений нарушила бы баланс биологического круговорота, суша и океан оказались бы перегруженными гниющими массами органических остатков. Эти гибельные последствия предупреждаются деятельностью микроорганизмов, которые в процессе своей жизнедеятельности освобождают азот из химических соединений, и в молекулярной форме возвращают его в атмосферу. Поэтому большая часть биологически фиксируемого азота балансируется его возвратом в атмосферу. Однако некоторая часть фиксированного азота выводится из рассмотренного цикла и включается в биологический круговорот.

В настоящее время на суше из почвы в биологический круговорот ежегодно вовлекается 3,4-10⁹ т этого элемента (с учетом сельскохозяйственных культур). Большая часть этой массы возвращается в составе растительных остатков и включается в серию различных биологических процессов, в итоге которых органическое вещество разрушается, азот переходит в формы, доступные для растений, и вновь захватывается растительностью. Часть азота выводится из биологического круговорота, будучи законсервированной в мертвом органическом веществе. Этот своеобразный запас азота сохраняется в педосфере и свидетельствует о некоторой заторможенности биологического круговорота. В океане масса живого вещества значительно меньше, чем на суше, но в три раза больше концентрация в них азота. Кроме того, как отмечено ранее, биологический круговорот в океане происходит значительно быстрее. Поэтому через биологический круговорот в океане проходят значительно большие массы этого элемента, чем на суше, а именно около 6-10⁹ т/год. Участие организмов-консументов в миграции масс азота в океане пока еще не получило обоснованной оценки.

Обратимся к рассмотрению миграции масс азота в системе суша – океан – атмосфера – суша. С континентальным водным стоком в океан поступает от 30 до 60–10⁶ т/год элемента в составе растворимых солей. Предполагается, что в процессе испарения, высыхания морских брызг и т. д. в атмосферу над океаном при средней концентрации в морской воде азота 0,5 мг/л захватывается значительное количество азота в форме растворимых солей. Их подавляющая часть возвращается в океан, а около 10 % переносится на сушу и выпадает с атмосферными осадками в количестве около 20–10⁶ т. При всей ориентировочности расчетов видно, что азот – один из типичных компонентов циклических солей и вынос растворимых форм азота с континентальным стоком в значительной мере балансируется его возвратом из океана через атмосферу.

С поверхности суши азот смывается не только в растворимой форме, но также в составе органического вещества, масса которого равна 700-10⁶ т/год. При средней концентрации азота в этом веществе около 1 % вынос элемента составляет 7-10⁶ т/год. Органическое вещество, вынесенное с суши, и мельчайшие остатки планктонных организмов образуют дисперсное органическое вещество океана, в котором содержится около 120-10⁹ т азота. Частицы органического вещества постепенно опускаются на дно и входят в осадки Мирового океана. На основании расчетов А.Б. Ронова, можно считать, что во всем Мировом океане в год осаждается около 20–10⁶ т дисперсного органического вещества как морского, так и континентального происхождения. В осадок уходит очень небольшая часть азота, приносимого с суши в океан и освобождающегося из живого вещества океана. Большая часть элемента подвергается процессам денитрофикации и возвращается в атмосферу. Количество захороняемого азота уравновешивается массами этого элемента, поступающими в географическую оболочку из недр Земли с продуктами вулканической деятельности.

Наконец, значительные массы азота принимают участие в газовом обмене с Мировым океаном. В 1 л океанической воды содержится в среднем 13 см³ N₂, а во всем Мировом океане около 18 млн км³, т. е. почти 1,5 % объема океана. Это огромное количество находится в состоянии динамического равновесия с азотом атмосферы и постоянно обменивается вместе с другими газами.

Следует отметить, что изучение массообмена азота связано с большими трудностями, поэтому количественные оценки отдельных миграционных потоков и круговоротов азота, выполненные разными учеными, сильно различаются.

Имеющиеся данные о миграции масс азота, происходящей в географической оболочке, приведены в табл. 21.

Геохимический цикл серы. Сера входит в число шести элементов, принимающих участие в строении белков. Без участия серы проявления земной жизни невозможны. В силу этого глобальный миграционный цикл серы в географической оболочке, так же как циклы ранее рассмотренных элементов, определяется деятельностью живого вещества. В то же время в результате высокой растворимости сульфат-иона и соответственно очень сильной его водной миграции основная масса серы аккумулирована не в живом или мертвом органическом веществе, как углерод, и не в атмосфере, как азот, а в Мировом океане.

Таблица 21

Миграция масс азота в биосфере

* С учетом сельскохозяйственных культур

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 аккумуляций 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 преодолевать 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, но также включает в себя 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 III, марганца IV, а также легко растворимые 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 3,7-10¹⁵ [SO₄]^2-, в том числе 1,2-10¹⁵ т серы.

Сера – обязательный компонент живого вещества в силу того, что 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 Х. Боуэна 0,34 % сухой биомассы. В животных и бактериях из-за большого содержания в биомассе белков концентрация серы значительно выше. Отношение QS: в белках – около 16, в углеводах – 80, в наземных растениях – более 200, в животных – около 70. Отметим, что в живом веществе океана среднее содержание серы составляет 1,20 % сухого вещества. Отношение QS в морских растениях – около 50, почти такое же, как у наземных животных.

Количество серы, находящейся в биомассе суши, равно 8,5-10⁹ т, в фотосинтетиках океана – 0,06–10⁹ т, в консументах океана – 0,09–10⁹ т. Концентрация серы в неживом органическом веществе суши (лесных подстилках, торфе, гумусе почв), по-видимому, близка к 0,5 % сухого вещества. Если эта цифра верна, то масса серы, находящаяся в органическом веществе педосферы, близка к 25–10⁹ 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.

По данным Дж. П. Френда (1976), в атмосфере содержится менее 2-10⁶ т серы. В океане серы в форме растворимых сульфат-ионов в миллион раз больше, чем в живом веществе, и в миллиард раз больше, чем в атмосфере. Благодаря постепенному выводу избыточного количества серы в осадки, в осадочных породах накоплено огромное количество этого элемента. Он в основном находится в виде сульфатов. Исходя из данных А.Б. Ронова (1976), можно считать, что в осадочной толще заключено 5,2-10¹⁵ т сульфатной и 4,1-10¹⁵ т сульфидной серы, всего 8,7-10¹⁵ т. В то же время во всем «гранитном» слое земной коры содержится 3,28–10¹⁵ сульфатной и 5,3-10¹⁵ т сульфидной серы, т. е. примерно столько же. Если же учесть растворимую в океане сульфатную серу, то окажется, что в географической оболочке этого элемента имеется больше, чем его могло быть извлечено при гипергенной переработке полностью «гранитного» слоя земной коры, чего, конечно, не могло быть. Рассмотрение распределения масс серы в географической оболочке (табл. 22) позволяет заключить, что этот элемент не вынесен из «гранитного» слоя в процессе его выветривания, а привнесен в оболочку в результате дегазации мантии.