В этой главе будут рассмотрены процессы влагообмена в природе, связанные с прямым участием биосферы. При этом основное внимание будет уделено роли фитосферы в общем и. частном влагооборотах, так как ее значение в процессах влагообмена является определяющим.
Специфическая роль растительного мира, образующего фитосферу, заключается не только в его участии в процессах связывания и высвобождения воды, но также и в частичном разложении ее, обусловливающем на последующих этапах превращения органического вещества безвозвратные потери воды, изменяющие общую массу гидросферы Земли.
В этом состоит космическая роль фотосинтеза наряду с продуцированием органического вещества и свободного кислорода.
В противоположность растительному животный мир только связывает и высвобождает воду, но не разлагает ее.
Общие геологические аспекты фотосинтеза кратко были рассмотрены в предыдущих главах, где приведены расчеты объема воды, разлагаемой в процессе фотосинтеза. Здесь будут рассмотрены различные аспекты развития фитосферы во взаимодействии с влагооборотом.
Ограничивая задачу характеристики влагообмена рассмотрением взаимосвязи его с фитосферой, остановимся на исследовании двух основных аспектов: а) выяснении влияния фитосферы на общий влагообмен и массу гидросферы в геологическое время, б) исследования роли фитосферы в развитии общего и частных влагооборотов.
Общепризнана планетарная роль фотосинтеза в продуцировании свободного кислорода на Земле. Избыток его используется на дыхание живых организмов, на окисление различных малоокисленных и неокисленных соединений литосферы и атмосферы, в том числе свободного водорода вулканических газов до Н2О.
Регулирующее влияние оказывает также океан, емкость которого (по содержанию в нем кислорода и других газов) изменяется по широтам и сезонам года: она больше в высоких широтах и в холодный период года, меньше в низких широтах и в теплый период года.
По мере насыщения кислородом литосферы и гидросферы и ослабления вулканической деятельности неизбежно должно было возрастать парциальное давление кислорода и в атмосфере.
Из кривой Голланда (Holland, 1964) (см. рис. 10) видно, что наиболее интенсивный рост парциального давления кислорода в атмосфере имел место в допалеозойскую эру и менее интенсивный в послепалеозойскую, с чем трудно согласиться, если вспомнить о выходе растений на сушу в силуре — начале девона, знаменовавшем по меньшей мере удвоение живого вещества, а следовательно, и рост продуцирования кислорода.
Если оставить в стороне эту необоснованную деталь кривой, то в первом приближении можно принять, что наращивание парциального давления кислорода в атмосфере Земли следовало закону прямой пропорциональности. В известной мере оно должно было отражать эквивалентное ему увеличение массы продуцируемого растениями органического вещества.
Это допущение более правдоподобно для стадии развития природы Земли, последовавшей за периодом господства восстановленных соединений, которую можно назвать периодом интенсивной оксидации литосферы и гидросферы.
Увеличение массы органического вещества растений за геологическое время, по-видимому, было также обусловлено постоянным повышением плодородия почвы и водоемов, особенно океана. По мере образования и нарастания коры выветривания, превращения ее верхних слоев в биокосное тело — почву, условия обитания растений становились более благоприятными, что неизбежно повлияло на интенсивность и объем накопления органического вещества растений.
С течением времени изменялся химический состав океана. Первично кислые воды древнего мелководного океана сперва были усреднены, а затем превратились в щелочные хлоридно-сульфатные, когда углекислоты в атмосфере стало меньше. Изменилась общая концентрация солей в океанических водах, что неизбежно должно было повлиять на общую массу биосферы в океане и его биологическую продуктивность. По справедливому замечанию Л. А. Зенкевича (1956), пока почти ничего неизвестно о темпах изменения общего количества организмов в биосфере океана за геологическое время. Однако известно, что основную массу годовой продукции биомассы морей составляет фитопланктон. Содержание его больше, чем зоопланктона, в Каспийском море в 10 раз и в Баренцевом — в 50 раз (Зенкевич, 1956).
Такое соотношение фито- и зоопланктона не могло не отразиться на общей массе воды, заключенной в океане и на химическом ее составе, а также на развитии других геосфер, особенно атмосферы.
Исследование процессов осадкообразования в водоемах привело Страхова (1963) к выводу о постепенном росте биомассы планктона и бентоса в геологическое время от береговых мелководных зон к центральным пелагическим областям. Пелагические области океана заселялись живыми организмами в более поздние геологические периоды.
Знаменательным событием биологической истории океана явилось прогрессирующее вытеснение хемогенной седиментации терригенной и биогенной, что обусловило появление в морских осадках горючих сланцев.
Все это свидетельствует о реальном росте биомассы живого вещества океанов и морей в течение сменявших друг друга геологических периодов.
Нельзя не упомянуть также об эволюции качественного состава фитопланктона: если синезеленые водоросли известны с докембрия, зеленые и красные — с кембрия, бурые — с силура, то диатомовые водоросли, являющиеся кормовой базой животных организмов океана, появились только в юре, а ламинариевые— в палеогене (Криштофович, 1941; Зенкевич, 1956). При этом в основном диатомовые водоросли составляют главный компонент планктона морей, расположенных в высоких широтах. По данным А. П. Лисицына (1961), область массового распространения диатомовых водорослей в Индийском океане лежит южнее 40—50° ю. ш. В этом океане диатомовые илы протянулись в виде пояса шириной до 2000 км, окаймляя берега Антарктиды.
Эта эволюция указывает на расширение ареалов образования фитопланктона и косвенно свидетельствует о наращивании биомассы от одной геологической эры к другой.
Для количественной оценки воздействия фитосферы на общий влагообмен и массу гидросферы необходимо иметь хотя бы приближенное представление о суммарной массе живого вещества, продуцированного растениями водоемов и суши в прежние геологические периоды.
По расчетам Успенского (1956), масса живого вещества составляет 4•1019 т при среднем содержании органического углерода 3,53%. Почти та же величина получена Кесаревым (1964). По его расчетам она равна 5•1019 т. Подавляющая часть ее приходится на массу растений, которая в 104—105 раз больше массы животных (Вернадский, 1926).
Из этой огромной массы живого вещества фоссилизировано не более 0,8—1%, остальное разложилось с возвратом воды, углекислоты и других продуктов в разные геосферы.
По данным Виноградова, в живом веществе в среднем содержится 80% воды, из них легко выделяемая вода составляла 60% (Вернадский, 1954), трудно выделяемая или связанная — 20%.
Если принять, что 1% захороненной массы живого вещества равен 5∙1017 т и в ней в связанном состоянии заключено только 10% воды, в таком случае общая масса связанной воды будет равна 5•1022 г, или слою воды в пересчете на всю поверхность Земли 100 м и на поверхность океана — 140 м.
Масса живого вещества современной биосферы во много раз меньше массы фоссилизированного органического вещества, захороненного в виде рассеянного углерода в литосфере и концентрированного в каустобиолитах (уголь, нефть, горючие сланцы).
Численные значения массы биосферы приведены выше по данным Вернадского, Виноградова, Кесарева, Польдерварта, Раби, Шредера, Рабиновича и Успенского; наименьшая ее величина, 3,6∙1011 т, получилась у Польдерварта, а наибольшая, 1014 т, — у Вернадского. Полученная Польдервартом масса живого вещества преуменьшена. По данным Виноградова, углерода в живом веществе оказалось 18%.
Согласно нашим расчетам, масса живого вещества современной биосферы составляет около 1,4- 1012 т при среднем содержании в нем углерода 18%.
Соответственно небольшой массе живого вещества в современной биосфере относительно мала и масса связанной в ней воды, находящейся в постоянном влагообмене с другими геосферами. Она составляет 1018—1020 г воды, или в пересчете на всю поверхность Земли слой не более 20 см.
Этот результат подтвердил аналогичную величину, приведенную Вернадским (1960), но она оказалась меньше величины, полученной Польдервартом (1957) — 5•1020 г. Неясно, имел ли Польдерварт в виду только воду живого вещества или воду живого и мертвого органического вещества — воду всей биосферы.
Итак, за период развития биосферы на Земле оказалось в связанном состоянии много воды — не менее 100 м в пересчете на всю поверхность Земли и 140 м на поверхность океана, как было показано выше. При этом маловероятно, чтобы вода, разложенная в процессе фотосинтеза в течение всего периода существования растений, вновь была полностью рекомбинирована. Если допустить, что рекомбинация была полной, то неизбежно возникает вопрос, за счет каких процессов поддерживается существование водородной геокороны на высотах от 2000 до 20 000 км. Нам представляется, что основным источником, поддерживающим ее существование, является земной водород, в том числе водород, освобождаемый при анаэробном разложении растительных и животных остатков.
Можно возразить, что водородная геокорона возникает за счет «солнечного ветра», проникающего в магнитосферу в нейтральных точках. Масштабы этого процесса пока не установлены. Однако в атмосфере Венеры, как показали данные советской космической станции «Венера 4», не обнаружено водородной короны, несмотря на более близкое расположение Венеры к Солнцу.
В процессе фотосинтеза часть воды, будучи разложенной, перестает существовать как вода, хотя составляющие ее водород и кислород остаются.
Каждая тонна связанного фотосинтезом углерода требует разложения 1,32 т воды.
Как было показано в первой главе, вся свободная вода гидросферы, в том числе вода океанов, должна была пройти несколько циклов разложения за время существования фотосинтеза. Одновременно должна была происходить частичная рекомбинация ее, в противном случае на Земле давно уже не было бы воды.
Часть содержащих водород соединений после ряда химических и фотохимических реакций поднимается в верхнюю атмосферу, фотодиссоциирует, пополняя водородную геокорону и диссипирует в межпланетное пространство. При этом имеет место и противоположный процесс — поступление водорода из межпланетной среды в нейтральных точках магнитосферы. Точный подсчет приходо-расхода водорода на внешних границах атмосферы — дело будущего и только он может решить вопрос о масштабах диссипации земного водорода в межпланетное пространство.
По Голанду (1964), из 182∙1020 г кислорода, продуцированного за все геологическое время, 140∙1020 г, или 77%, использовано на окисление Н2 вулканического происхождения в Н2О, что представляется спорным. Во-первых, в его расчетах отсутствует расходная статья кислорода на дыхание живых организмов. Во-вторых, многочисленные анализы вулканических газов in situ и летучих выделений кислых магм показывают, что в них главной составной частью является водяной пар, но не водород, занимающий одно из последних мест.
По исследованиям Раби (Rubey, 1964), «избыток» водорода в современной атмосфере, гидросфере и литосфере, вынесенный за все геологическое время из глубоких недр Земли, составляет вместе с другими летучими газами (бром, бор, фтор) 13∙1020 г, а избыток хлора — 300∙1020, т. е. в 23 раза больше водорода. Почти во столько же раз больше вынесено углерода.
По закону действующих масс свободный водород в первую очередь должен вступать в соединение с хлором и углеродом, а затем уже с кислородом.
Принимая во внимание большое химическое сродство водорода и кислорода, можно допустить связывание в сфере влияния вулканов свободного водорода по реакции: 2Н + О = Н2О. Однако и в этом случае реакция должна протекать за счет «глубинного» кислорода, источником которого могут быть изверженные породы, в которых этот элемент занимает среди других одно из первых мест.
По Кларку—Вашингтону (Вернадский, 1965), среднее содержание воды в изверженных породах равно 1,15%, а в вулканических газах ее содержание колеблется от 18% до 97% (Rubey, 1964). Откуда берется кислород для образования такого большого количества воды? По-видимому, кислород может высвобождаться из изверженных пород, вступая в связь с водородом. Адвекция кислорода из атмосферы для образования воды в период извержения вулканов исключается в больших масштабах, что показывает простой расчет.
В. Ф. Дерпгольц (1962) провел силикатные анализы 400 проб рудничных вод, взятых с больших глубин. Оказалось, что больше всего выносится с этими водами кислорода (314 т за год или 45%) и меньше всего водорода (0,9 т за год или 0,1%).
В свете этих фактов логично предположить, что подавляющая часть свободного водорода вулканических газов связывается in situ «глубинным» кислородом. Что касается свободного водорода атмосферы, его генезис, по-видимому, следует связывать частично с процессами фотодиссоциации водяного пара, а главным образом — с процессами разложения сложных органических соединений в условиях восстановительной среды (заболоченные участки суши, сероводородные «зоны» в озерных и морских водоемах и т. д.) и с процессами синтеза в коре выветривания минералов типа актинолита, хлоритов и гидрохлоритов.
Рассмотрим далее, как могла измениться масса органического вещества растений за геологическое время и связанная с этим масса разлагаемой фотосинтезом воды. Коснемся также возможных тенденций развития этого процесса в будущем.
Известно, что масса органического вещества растений (и животных) в течение геологического времени претерпевала и качественные и количественные изменения. Нас интересует количественные изменения фотосинтеза за геологическое время.
Заселение растениями мелководных «зон» и лагун морских побережий, по-видимому, произошло не сразу, а постепенно охватывая все более и более обширные площади. Захват неосвоенных до этого территорий и акваторий требовал появления новых форм растений и животных, более приспособленных к изменяющимся условиям, особенно если эти условия были менее благоприятными. Выход растений на сушу в силуре — начале девона знаменовал собой захват растениями новых ареалов и, очевидно, дальнейшее увеличение массы живых организмов, принимающих участие в фотосинтезе. Стремительный рост числа видов от девона к современной эпохе, хотя и не указывает прямо на увеличение массы растений на Земле, тем не менее по аналогии с современными условиями позволяет сделать вывод о неизбежности ее нарастания в течение геологического времени.
А. Н. Криштофович (1941) приводит следующие числа, характеризующие изменение количества видов растений по геологическим периодам: девон—12 000, карбон — 27 000, пермотриас — 43 000, юра — 60 000, третичный период—100 000, современная эпоха — 300 000.
Увеличение числа видов растений на единицу площади с ярусным расположением их корневой системы позволяет более продуктивно использовать плодородие почвы и, следовательно, создавать больше органического вещества.
В периоды планетарных оледенений, охватывающих значительные площади территорий и акваторий, процесс направленного роста объема фотосинтеза утрачивал нормальный темп и испытывал понятные замедления. Однако продолжительность ледниковых периодов была значительно короче межледниковых. Этот факт позволяет считать, что влияние оледенений в изменении массы органического вещества в течение геологического времени не следует преувеличивать.
То же самое можно сказать о влиянии орогенических фаз на изменение темпов накопления органической массы растений на Земле. Появление новых высокогорных систем или значительные поднятия старых горных систем на какой-то период должно было замедлять установившиеся до этого темпы продуцирования массы растений или полностью прерывать этот процесс в районах интенсивного орогенеза. Но орогенические фазы планетарного масштаба, хотя и были более длительными по сравнению с ледниковыми, тем не менее и они относятся к коротким в геологической истории.
Очень большое влияние на продуцирование органического вещества растений оказывает, как известно, уровень плодородия почв и селекция новых форм и сортов. Согласно современным представлениям, основанным на многовековом опыте земледельцев и ученых-биологов, продуцирование органической массы растений может быть увеличено в 10—20 раз по сравнению со средним уровнем (Ничипорович, 1955).
С полным основанием можно утверждать, что на заре геологической истории, когда развитие фотосинтеза только что начиналось, уровень плодородия древних почв и древних водоемов был ниже современного. Каждое последующее поколение растений перекачивало из глубоких слоев коры выветривания в верхние слои разнообразные элементы питания, увеличивая тем самым запасы в почвах питательных веществ (Герасимов, 1951).
С каждым геологическим периодом нарастали разнообразие и концентрация химических веществ, растворенных в морских и океанических водах, в том числе содержание водного гумуса. В современную эпоху ежегодно поступает в Мировой океан 5∙109 тонн водного гумуса (Скопинцев, 1960). Планктон и бентос становились разнообразнее и богаче, а вместе с ними в филогенезе происходило обогащение видового состава растений и животных.
Однако Зенкевич (1956) отмечает, что основная дивергенция растений протекала на континентах: 15 классов растений из 33 известны только на суше. Очевидно в атмосфере и почвах разнообразие условий значительно больше наблюдаемого в больших водоемах.
Нарастание в течение геологического времени плодородия почв и водоемов неизбежно должно было повлечь за собой нарастание продуцируемой растениями массы живого вещества, появление новых форм растений преимущественно более сложной анатомической структуры.
Прямых доказательств нарастания органического вещества растений, к сожалению, не сохранилось, что затрудняет расчеты, относящиеся к изменению в геологическом времени массы связанной воды и влагооборота. Остается обратиться к косвенным показателям, среди которых следует предпочесть массу органического углерода.
—Источник—
Алпатьев, А.М. Влагообороты в природе и их преобразования/ А.М. Алпатьев. – Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1969.– 323 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
