10307 (Педосфера и ее значение), страница 5

В автоморфных почвах, существующих в условиях хорошей аэрации, аэробная микрофлора доминирует над анаэробной, содержание кислорода в почвенном воздухе слабо уменьшается вниз по почвенному профилю и соответственно содержание углекислого газа увеличивается слабо, примерно в 2 раза. По мере затруднения аэрации при заполнении пор водой в гидроморфных почвах активизируются анаэробные микробиологические процессы. При неполном водонасыщении происходит сильное уменьшение содержания кислорода в почвенном воздухе вниз по профилю почвы и увеличение углекислого газа в несколько раз. Принципиальная разница в распределении О₂ и СО₂ в автоморфных и гидроморфных почвах в период наибольшей биологической активности (июнь) показана в табл. 5.

Таблица 5. Распределение О₂ и СО₂ по профилю автоморфных и гидроморфных почв разных природных зон, % объема

Твердое вещество почвы более энергично поглощает молекулы водяного пара, чем молекулы газов, а так как в почве содержание водяного пара обычно высокое, то физико-химическое поглощение газов твердой фазой почвы невелико. По способности сорбироваться компоненты почвенного воздуха можно расположить в следующий ряд: Н₂О > СО₂ > О₂ > N₂.

В составе почвенного воздуха могут присутствовать некоторые неорганические газы, диффундирующие через толщи горных пород из мест их скопления.

В педосфере смыкаются обе ветви грандиозного углерод-кислородного цикла массообмена, функционирование которого является главным условием существования биосферы. С одной стороны, почва обеспечивает продуктивность фотосинтезирующих растений суши, связывающих диоксид углерода в органическое вещество и при этом выделяющих в качестве метаболита свободный кислород. С другой стороны, в почве происходят разрушение отмершего органического вещества, его биохимическое окисление до образования углекислого газа и возвращение последнего в атмосферу. Благодаря этим процессам педосфера играет роль центрального звена в глобальном углерод-кислородном цикле и наряду с океаном выполняет функции регулятора геохимического режима атмосферы.

Оценить массообмен СО₂ в системе педосфера – растительность Мировой суши в первом приближении можно с помощью баланса ежегодной продукции фотосинтезирующих растений. Использование такого приема базируется на следующих положениях.

Масса растительности суши после последнего оледенения и образования современных природных зон на протяжении 10 – 12 тыс. лет (до начала активной хозяйственной деятельности человечества) находилась в состоянии подвижного равновесия. Конечно, в соответствии с вековыми ритмами увлажнения происходили колебания общей биомассы, но ее непрерывного возрастания или деградации не было. Это означает, что количество ежегодно поглощаемого фотосинтезирующими растениями СО₂ было близко к его количеству, которое на протяжении года выделяет почвенный покров Мировой суши.

Количество углерода, связываемого растительностью суши в процессе фотосинтеза, до вмешательства человека было равно 8610⁹ т/год. Вероятно, близкое (хотя несколько меньшее) количество углерода выделялось педосферой в составе углекислого газа. Как указано выше, в настоящее время растительность под влиянием хозяйственной деятельности сократилась примерно на 25%.

Следовательно, масса углерода, поступающего из педосферы в форме углекислого газа составляет около 7410⁹ т.

Трансформация органического вещества отмирающих органов растений осуществляется микроорганизмами. Соотношение масс ежегодного опада растительности и напочвенного органического вещества (лесных подстилок, степного войлока) позволяет предполагать, что разложение ежегодно отмирающих продуктов фотосинтеза до образования СО₂ и почвенного гумуса во внетропических ландшафтах происходит в разных природно-зональных условиях за срок от одного года до 7–8 лет. При этом преобладающая часть отмершего органического вещества полностью минерализуется (т.е. разлагается до СО₂), а на образование гумуса расходуется лишь несколько процентов от всей массы углерода, содержащегося в ежегодном опаде. Минерализация разнородных гумусовых соединений происходит значительно медленнее и с разной скоростью.

Как показывают определения радиоуглеродного возраста, наименее устойчивые компоненты гумуса минерализуются за срок около 500 лет. По этой причине постепенно разрушаемая и пополняемая масса наименее устойчивых гумусовых соединений сосредоточена в верхней части профиля почв. Для минерализации более устойчивых компонентов гумуса, сохраняющихся в нижней части профиля, требуются тысячи лет. Высокоустойчивые соединения гуминовых веществ с высокодисперсными глинистыми частицами могут сохраняться десятки и сотни тысяч лет и при переотложении почвенного материала входят в состав осадочных отложений и пополняют фонд рассеянного органического углерода осадочной оболочки Земли.

Микробиологическое разрушение органического вещества в почве является главным источником выделения углекислого газа из педосферы. Вторым по значению источником служит выделение СО₂ корнями растений (так называемое «корневое дыхание»). Соотношение продуцирования углекислого газа микроорганизмами и корнями высших растений в разных типах почв сильно меняется в зависимости от биоклиматических условий, физических свойств почв и типа водного режима. Предполагается, что в среднем корни высших растений поставляют 1/3 всего количества СО₂, выделяемого почвой, а микроорганизмы – ²/3.

Основная часть годовой продукции СО₂ в умеренном поясе приходится на безморозный период года, допускающий биологическую активность как высших растений, так и микроорганизмов. В Н. Кудеяров с сотрудниками (1995) на основании экспериментальных исследований обнаружили, что модуль эмиссии углекислого газа (среднее значение выделения СО₂ из почвы на протяжении вегетационного сезона, измеряемое в г/м² в сутки) у разных типов почв довольно близок и варьирует в пределах 1,5–2,5 г/м² в сутки. В то же время неодинаковая длительность безморозного периода и различная площадь, занимаемая разными типами почв, обуславливают их разную годовую продукцию СО₂. По данным В.Н. Кудеярова, годовая продукция разных типов почв России колеблется от 72 до 541 млн. т СО₂, а в целом для России составляет 3,12010⁹ т СО₂.

Итак, миграционный цикл массообмена углерода в системе атмосфера–растительность суши–педосфера – атмосфера не полностью замкнут благодаря выведению некоторого количества углерода из миграционного цикла и консервации этого элемента в составе мертвого органического вещества. Несмотря на небольшую часть массы углерода, выбывающего из глобального биогеохимического цикла, незамкнутость этого цикла имеет очень важные последствия. Наличие растительных остатков (лесной подстилки, торфа) и почвенного гумуса обусловливает присутствие в атмосфере кислорода. Кислород сохраняется лишь потому, что он не был израсходован микроорганизмами на биохимическое окисление мертвого органического вещества.

4. Биогеохимическая трансформация минерального вещества педосферы

Взаимодействие живых организмов с земной корой наиболее интенсивно происходит в педосфере. Масса разных типов почв на 90–99% состоит из минерального вещества. По этой причине средний элементарный состав почвенной толщи мощностью 0,5–1,0 м, за исключением углерода и азота, обусловлен составом минерального вещества. Это вещество весьма разнородно, и его компоненты играют неодинаковую роль в геохимии и биогеохимии педосферы.

Современные почвы сформировались преимущественно на рыхлых континентальных отложениях плейстоценового и плиоцен-плейстоценового возраста. Различные генетические типы этих отложений в совокупности образуют рыхлую неконсолидированную толщу, покрывающую Мировую сушу и являющуюся результатом гипергенного преобразования (выветривания) горных пород на протяжении последнего этапа геологической истории. Мощность покрова меняется от 10–20 см на крутых склонах до десятков метров на равнинах и сотен метров и более в тектонических прогибах. В зависимости от мощности покрова он полностью или только его верхняя часть включены в педосферу и являются главной ареной взаимодействия минерального вещества с наземным биосом, мезо- и микроорганизмами почв, мертвым органическим веществом, природными водами и атмосферой.

Рыхлые покровные отложения состоят из многократно перемешанных и переотложенных продуктов выветривания. Это обнаруживается при сопоставлении среднего минералогического состава земной коры континентов и рыхлого покрова суши. В земной коре кварц составляет 12%, полевые штаты – 51%, железомагнезиальные силикаты (оливины, пироксены, амфиболы, слюды) – 24% (Ронов А.Б., Ярошевский А.А., 1976). Иное соотношение обломочных минералов в рыхлом покрове: железомагнезиальных силикатов – около 1–2%, полевых шпатов – не более 10–15%, количество самого устойчивого породообразующего минерала – кварца – возрастает до 50% и более.

Изменение соотношения минералов обусловлено тем, что значительная часть галогенных силикатов под воздействием процессов гипергенеза на протяжении последнего миллиона лет была разрушена и частично трансформирована в гипергенные силикаты минералы глин. Их содержание в рыхлом покрове близко к 20%.

Почвы, формируясь на рыхлых покровных отложениях, наследуют их минералогический состав. Следовательно, минеральная часть почв состоит из материала, переработанного процессами гипергенеза (выветривания) задолго до формирования современных почв. В то же время определенные минералы возникают в процессе современного педогенеза.

Разнородные компоненты минеральной части почв можно объединить в следующие группы:

1) механические обломки минералов и горных пород;

2) высокодисперсные минералы глин;

3) минеральные новообразования, возникшие в процессе формирования профиля почвы.

Каждая из выделенных групп играет определенную роль в почвообразовании.

1. Состав обломочных минералов сильно влияет на валовой химический состав почвы. Чем больше обломочного кварца в минеральном веществе почвы, тем выше относительное содержание кремнезема и меньше других элементов. Чем больше обломочных силикатов, тем больше алюминия. Многие рассеянные элементы сосредоточены в акцессорных минералах (ильмените, магнетите, Цирконе, рутиле и др.), устойчивых к процессам выветривания и поэтому присутствующих в покровных отложениях. Как видно из табл. 6, в магнетите концентрируется медь, в цирконе помимо основного катиона циркония в большом количестве имеется скандий. Особенно выделяются минералы титана (ильменит, рутил, сфен), где на 2–4 математических порядка больше ниобия, тантала, молибдена, олова по сравнению со средним содержанием этих элементов в земной коре. Акцессорные минералы обладают высокой устойчивостью, и содержащиеся в них элементы с большим трудом могут быть мобилизованы и вовлечены в биогеохимические процессы.

Таблица 6. Содержание рассеянных элементов в устойчивых акцессорных минералах, мкг/г

Примечание. Прочерк означает отсутствие данных.

Более важное значение имеют рассеянные элементы, содержащиеся в распространенных обломочных минералах в виде изоморфной примеси и фиксированные на поверхностях дефектов кристаллов. При гипергенном разрушении железомагнезиальных силикатов освобождаются ванадий, хром, цинк, медь, никель, кобальт; при разрушении полевых шпатов – стронций, барий, свинец, рубидий.