Строение биосферы

Значительное разнообразие природных условий Земли создается сферо-образной формой, вращением и расчлененностью рельефа (рис. 1.3). Амп­литуда абсолютных отметок поверхности Земли составляет более 19 км — от +8848 м (г. Эверест в Гималаях) до -11022 м (Марианская впадина в Ти­хом океане). Но основное разнообразие поверхности Земли создается живы­ми организмами.

Сегодня структура биосферы необычайно сложна и полностью асиммет­рична. Это проявляется в неравномерном распределении континентов и оке­анов (общая площадь планеты в северном и южном полушариях Земли со­стоит из площади суши 1, 49-10⁸ км² и океанов 3, 64-10⁸ км²), широком соче­тании горных массивов и равнинной местности, в разнообразии почв, кон­тинентальных и морских водоемов, климатических условий и т.д.

Очевидно, что бесконечное разнообразие сред порождает множество эво­люционных связей, которые возникли в ходе преобразования биосферы, а это в свою очередь привело к появлению огромного количества живых су­ществ — растений и животных (по разным оценкам, на нашей планете су­ществуют от 1, 5 до 30 млн видов животных и около 500 тыс. видов расте­ний). Распределение живых организмов по поверхности земного шара еще более неравномерное, чем пестрота физико-химических условий, в которых они находятся.

Таким образом, природные ресурсы Земли весьма разнообразны — это энергетические, неорганические и органические компоненты, обеспечиваю­щие существование человечества. Их величина включает:

• поступающую солнечную радиацию — 2 -10²¹ кДж/год (частично про­никающую в литосферу в среднем на глубину 30 м и гидросферу —

^v до 100 м);

• верхнюю часть земной коры (до глубины 10-15 км);

• массу атмосферы — 5, 51 • 10¹⁵ т;

• массу гидросферы — 1, 5-Ю¹⁸ т;

• объем пресной воды — 1, 2 тыс. км³;

• биомассу. Ее количество на Земле колеблется в пределах от 2, 4-10¹² т до 3, 6-10¹² т сухого вещества.

Биомасса — выраженное в единицах массы (веса) количество живого вещества тех или иных организмов (популяций, видов, сообществ в целом и т.д.), приходящееся на единицу площади или объема. В весовых единицах относится к сырому или сухому состоянию живого вещества. Биомасса пла­неты ответственна за следующие явления:

• гигантские отложения осадочных горных пород, залежи нефти, угля, газа, бокситов, фосфоритов и каменных углей;

• формирование наносов (доля участия составляет 50-60 %), включая донные отложения океана и рельефы (землеройные организмы на суше и кораллы в морях);

• формирование кислородной составляющей атмосферы Земли, почвы и испарительной поверхности на листьях растений, равной по площа­ди Мировому океану;

• управление концентрацией биогенов — веществ, необходимых для су­ществования живых организмов;

• предотвращение парникового эффекта за счет биоты океана, удержи­вая выделение СОг с его дна на поверхность и поддерживая равнове­сие с атмосферой;

• управление геохимическим процессом, формируя поток углерода в земные недра и компенсируя его чистый приток из недр.

Среди ресурсов нашей планеты особо важное место занимает живое ве­щество биосферы (его общее количество массы равно 2423 млрд т) как обла­дающее возможностью воспроизводства. Так, глобальная ежегодная про­дукция всей фитомассы определяется величиной 2, 3-10¹¹ т (в том числе 1, 7-Ю¹¹ т на материках и 0, 6-Ю¹¹ т в океане).

Для живого вещества океана характерны иные закономерности биоло­гического круговорота элементов, чем на суше. Биомасса Мирового океана значительно меньше биомассы суши. Преобладающую часть первично син­тезируемого органического вещества океана обеспечивает фитопланктон, сухая масса которого составляет около 3, 4-10⁹ т. В то же время благодаря быстрой воспроизводимости планктонных организмов скорость биологичес­кого круговорота в океане много меньше, чем на суше. Основная часть сол­нечной энергии проникает в морскую воду до глубины 100 м, и в этих преде­лах сосредоточена основная масса планктона. Поверхностный слой океана — область его наибольшей биогенной насыщенности и наибольшей интенсив­ности биохимических процессов.

Важнейшей особенностью строения биосферы, как отмечал В.И. Вер­надский, является наличие поля устойчивости (существования) жизни. Пер­вое поле характеризуется условиями, которые выдерживает жизнь, не пре­кращая свои функции, а второе — условиями репродукции (размножения) организмов. Принципиальные границы биосферы определены как границы существования активной жизни.

К природным условиям, определяющим границы биосферы, относятся:

• благоприятный радиационный режим;

• достаточность количества кислорода и углекислого газа;

• обеспеченность влагой, обусловливающая развитие живых организмов;

• оптимальный термический режим.

Четких границ биосфера не имеет, так как проникает в другие оболочки Земли: лито-, гидро- и атмосферу. На континентах ее нижняя граница ухо­дит на глубины до 6 км, а под океанами достигает глубин 0, 5-1 км. Верхней границей биосферы служит озоновый экран, располагающийся на высоте 23-25 км над уровнем моря. Для распространения организмов по высоте атмосферы важное значение имеет и падение давления воздуха. На высоте

6200 м его величина уменьшается (по сравнению с уровнем Мирового океа­на) вдвое. Так как процесс фотосинтеза зависит от парциального давления углекислого газа, то на этих высотах располагается граница распростране­ния зеленых растений.

Последние данные науки существенно расширяют границы биосферы: обнаружено, что некоторые бактерии могут существовать в условиях глубо­кого вакуума (10" ³-10^_11 мм рт. ст.), отдельные виды бактерий обнаружены и в водах атомных реакторов, отдельные растения и животные переносят температуры, близкие к абсолютному нулю (-273°С), но доля таких орга­низмов в общем балансе биоты невелика. В последнее время в гидротермах дна океана на глубине 3 км обнаружены живые организмы при температуре 250°С. При давлении около 3-Ю⁷ Па вода не кипит, а пределы жизни огра­ничены температурами превращения воды в пар и сворачивания белков.

Установлено, что в земной коре ниже приповерхностной зоны постоян­ных температур наблюдается постепенный нагрев горных масс с углублени­ем в недра литосферы. Расстояние по вертикали, на котором температура повышается на 1°С, называют геотермической ступенью. Ее величина в разных местах весьма различна, но в среднем равна 32 м. На глубине около 25 км должна существовать критическая температура в 460 °С, при которой при любом давлении вода превращается в пар и жизнь принципиально не­возможна.

Каждый организм находится в прямых или косвенных отношениях с различными природными явлениями. Окружающая организм среда харак­теризуется значительным количеством разнообразных динамических про­цессов и явлений, развивающихся во времени и пространстве и оказываю­щих влияние на состояние организмов. Она слагается из множества элемен­тов неорганической и органической природы и элементов, привносимых че­ловеком (его производственной деятельностью). При этом одни элементы могут быть необходимы организму, другие полностью или частично для него безразличны, а третьи оказывают вредное воздействие. Живые орга­низмы реагируют на окружающую среду приспособительными реакциями, выработавшимися в процессе их эволюции. Один и тот же фактор у разных организмов может вызывать различные реакции.

Существует много различных классификаций влияния, воздействующих на живое вещество факторов окружающей среды. В общем случае их можно разделить на две большие категории: абиотические (факторы неживой при­роды) и биотические (факторы живой природы).

Абиотические факторы — это совокупность условий неорганической среды, влияющих на организм. К числу абиотических факторов относятся:

климатические (температура, давление, влажность, освещенность, скорость ветра), химические (состав воды, воздуха и почв), почвенные, или эдафо-генные (механические и физические характеристики почв) и орографические (рельеф местности). Строение поверхности Земли (рельеф), геологические и климатические различия обусловливают большое разнообразие абиотичес­ких воздействий.

Биотические факторы — это совокупность влияний жизнедеятельнос­ти одних организмов на другие. Эти влияния носят самый разнообразный характер, они проявляются во взаимоотношении организмов при их совмест­ном обитании. Живые существа служат источником пищи для одних орга­низмов или сами являются по отношению к другим хищниками (потребите­лями). Они также могут быть средой обитания, оказывать химическое и механическое воздействие.

В современных условиях и человек оказывает значительное влияние на живые организмы. Такое антропогенное влияние также может быть прямым и косвенным. К прямому воздействию относится истребление видов или их переселение с одного места обитания на другое. Косвенное воздействие осу­ществляется путем изменения среды обитания организмов (изменение кли­мата, гидрологического режима, вырубка лесов, распашка земель и т.д.).

Кроме этого, все факторы можно подразделить на периодические и апе­риодические. Первичные периодические факторы обусловлены вращением Земли вокруг своей оси и вокруг Солнца. Это смена времени года и суточ­ная смена освещенности. Многие физические и химические факторы (влаж­ность, температура, осадки или динамика численности организмов) являют­ся вторичными периодическими, обусловленными наличием первичных. К апериодическим факторам относятся различные стихийные явления, по­чвенные, грунтовые и антропогенные факторы.

К важнейшим абиотическим факторам, воздействующим на живое ве­щество, относится лучистая энергия. Количество энергии солнечного излу­чения, падающего на 1 см² верхней границы атмосферы Земли в течение 1 мин, равно 8, 29 Дж/см². Эту величину называют солнечной постоянной. Но распределение этой энергии по поверхности Земли зависит от широты местности, состояния атмосферы, высоты Солнца над горизонтом и т.д.

Около 99 % энергии солнечного излучения составляют лучи с длиной волны 170-4000 нм, в том числе:

• 48 % — видимая часть спектра (400-750 нм);

• 45 % — инфракрасные лучи (> 750 нм);

• 7 % — ультрафиолетовые лучи (< 400 нм).

Лучи различных участков спектра по-разному воздействуют на живые организмы. Фотосинтетически активная радиация соответствует диапазону 380-710 нм (44 % всей лучистой энергии), остальная часть солнечного спек­тра не является источником энергии для зеленых растений. Видимый свет влияет на скорость роста и развития растений, интенсивность фотосинтеза и активность животных. Инфракрасные лучи с длиной волны более 1, 05 мкм принимают участие в теплообмене растений.

С лучистой энергией связана освещенность местности. Вследствие вра­щения Земли происходит смена суток, изменяется продолжительность све­тового дня. Растения и животные в процессе эволюции выработали особые механизмы адаптации к смене освещенности. У них существуют суточные ритмы активности, кроме этого, каждый вид приспособлен к определенной продолжительности светлого и темного времени суток.

Влажность воздуха — содержание в воздухе водяных паров — также является важным абиотическим фактором воздействия окружающей среды на живое вещество нашей планеты. 50 % всей влаги содержится в нижних частях атмосферы до высот 1, 5-2 км.

Абсолютная влажность воздуха — это масса водяного пара в 1 м³ воз­духа. Влажность воздуха является функцией температуры: при каждой кон­кретной температуре существует максимальное насыщение воздуха водя­ными парами. Отношение абсолютной влажности воздуха к максимально возможной влажности при данной температуре называется относительной влажностью, она выражается в процентах.

Дефицит влаги (разница между максимальным и данным насыщени­ем) играет существенную роль в процессах развития и размножения расте­ний, оказывает влияние на урожайность. Чем больше дефицит влаги, тем суше воздух, тем интенсивнее развиты процессы испарения и транспира-ции. Растительные организмы приспособились жить при различных колеба­ниях влажности, однако переувлажнение они переносят, как правило, легче, чем длительную засуху. Животные, ъ отличие от растений, имеют возмож­ность выбирать оптимальные условия влажности, обладают более совер­шенными механизмами регуляции водного обмена. Но и среди них есть такие, которые не выносят либо дефицита влаги (комары, мокрицы, мол­люски), либо чрезмерного увлажнения (например, обитатели пустынь).

Осадки тесно связаны с влажностью воздуха и представляют собой ре­зультат конденсации водяных паров, которая становится возможной благо­даря снижению температуры с удалением от поверхности Земли и перехо­дом на высоте 1-2 км через точку росы. Одним из условий конденсации водяных паров является наличие центров конденсации, или кристаллизации (морской соли, минеральной пыли или твердых частиц, образующихся при сгорании органического топлива). Осадки могут быть в виде дождя, снега, града, мороси и т.д. Суточное и годовое распределение осадков, а также их форма зависят от типа климата в данном регионе. Максимальное количе­ство осадков выпадает в тропиках (до 2000 мм/год) минимальное — в пус­тынях (до 0, 18 мм/год).

Движение воздушных масс (ветер) также является существенным аби­отическим фактором воздействия окружающей среды на живое вещество Земли. Причиной образования воздушных потоков является неравномерный нагрев разных участков земной поверхности, связанный с радиационными характеристиками Земли. За счет подъема нагретых масс воздуха у поверх­ности Земли формируется область пониженного давления, в которую и уст­ремляется ветровой поток. На воздух также действует и сила Кориолиса, обусловленная вращением Земли. Она равна нулю на экваторе и максималь­на на полюсах. В северном полушарии сила Кориолиса отклоняет воздух вправо от направления его движения, в южном полушарии — влево. Движе­ние воздуха является одним из главных факторов, определяющих климат, температурный режим, испарение влаги и транспирацию растений.

Давление атмосферы, тоже весьма важный фактор абиотического воз­действия окружающей среды на живые организмы. Находящийся над Зем­лей воздух оказывает давление на ее поверхность и населяющие ее живые организмы. Нормальным атмосферным давлением считается давление в 101, 3 кПа, или 760 мм рт. ст. По мере увеличения высоты над земной по­верхностью давление уменьшается. На границе вечных снегов в горах давле­ние составляет всего 300 мм рт.ст. На поверхности Земли существуют обла­сти нормального, повышенного или пониженного давления. Кроме того, имеются суточные флуктуации давления, максимумы давления наблюда­ются в 3-4 и 15-16 часов.

Рельеф местности оказывает влияние на процессы почвообразования, степень увлажнения почвы и воздуха, температуру поверхности, развитие корневых систем растений. Большое значение имеет ориентировка склонов по отношению к сторонам света, от чего зависят освещенность территории и характер биоценозов. Рельеф существенно влияет на процессы переноса и рассеяния вредных примесей в атмосферном воздухе.

Факторы водной среды также влияют на процессы жизнедеятельности организмов. Для жизни организмов наиболее важны такие характеристики водной среды, как температурная стратификация, прозрачность, соленость, количество растворенных в воде газов и кислотность.

Температурная стратификация (изменение температуры по высоте во­доема) оказывает влияние на размещение организмов в воде, а также на перенос и рассеивание примесей. Она зависит от времени года, географичес­кого расположения водоема и прозрачности воды. В частности, в летнее время наиболее теплые воды располагаются у поверхности водоема, а хо­лодные — у дна. Зимой наблюдается обратная картина: поверхностные хо­лодные воды с температурой ниже 4°С располагаются над сравнительно более теплыми, имеющими, как правило, температуру около 4°С. Это приводит к временному прекращению вертикальной циркуляции воды и позволяет вод­ным организмам выжить в зимнее время.

Прозрачность воды определяет количество поступающего солнечного света, а следовательно, и интенсивность процесса фотосинтеза в водных ра­стениях. Так, в мутных водоемах фотосинтезирующие растения обитают толь­ко у поверхности, а в прозрачной воде проникают на значительные глуби­ны. Прозрачность воды зависит от количества взвешенных в ней минераль­ных частиц (глины, ила, торфа и т.д.), от наличия мелких животных и рас­тительных организмов.

Соленость воды связана с содержанием в ней растворенных карбонатов, сульфатов и хлоридов. В пресных водах их содержание не велико (причем до 80% составляют карбонаты). Океанические воды имеют соленость до 35 г/л, воды Черного моря — 19, а Мертвого моря — до 260 г/л, с преобла­данием хлоридов калия, натрия, кальция и магния. Количество и состав солей в водоемах определяют видовой состав живых организмов, поскольку большинство организмов приспособлено к тому или иному значению соле­ности воды и погибает при перемещении из морской воды в пресную, и наоборот.

Из газов, растворенных в воде, первостепенное значение имеют кислород и углекислый газ. Накопление кислорода в воде происходит вследствие его поступления из атмосферы, а также благодаря деятельности фотосинтезиру-ющих растений. Чем выше температура воды, тем ниже растворимость в ней кислорода. Недостаток кислорода ведет к процессам эвтрофикации, т.е. из­бытку мертвой органики, заиливанию водоема. Диоксид углерода, содержа­щийся в воде, обеспечивает процессы фотосинтеза. Его количество в воде значительно больше, чем в атмосфере, благодаря высокой растворимости.

Кислотность среды также влияет на жизнедеятельность живых орга­низмов. Каждый вид организма, обитающий в воде, приспособлен к опре­деленной кислотности среды, оцениваемой показателем рН. Кислые воды имеют показатель рН=3, 7-4, 7, щелочные — более 7, 8. Большинство прес­новодных рыб выдерживают показатель рН от 5 до 9. При изменении кис­лотности за пределы этого диапазона наблюдается гибель большинства жи­вых организмов.

При изучении биосферы необходимо осознать, что ни один живой орга­низм в свободном состоянии на Земле не находится. Все организмы неразрывно и непрерывно связаны (прежде всего питанием и дыханием) с окру­жающей средой. Существовать вне ее в природных условиях они не могут. Кроме того, биосфера оказывает огромное влияние на формирование соста­ва, структуры и свойств всех внешних оболочек Земли. Так, анализ состава ранней и современной земной атмосферы (см. табл. 2.2) четко показывает значительное влияние живого вещества, продуцирующего 21 % кислорода, поддерживающего 78 % азота и обусловливающего лишь следы углекисло­го газа. Аналогичное влияние живого вещества обнаруживается также в гидро-и литосфере.

В этой связи важной методической особенностью изучения биосферы в целом является обособление в ней нескольких концентрических оболочек — атмосферы, гидросферы и литосферы, отличающихся друг от друга по ряду признаков, главными из которых являются фазовое состояние, а также фи­зические и химические свойства вещества.

Литосфера. Твердая (каменная) оболочка Земли, получившая название литосферы, ограничена сверху атмосферой и частично гидросферой, а сни­зу — поверхностью мантии. При этом имеется резкая асимметрия строения поверхности Земли, т.е. поверхности литосферы. Средняя мощность лито­сферы составляет 33 км (под океанами ее мощность не превышает 4-8 км), а масса — 0, 8 % общей массы Земли. Средняя плотность пород литосферы находится в пределах 2, 7-2, 9 т/м³.

Верхняя часть литосферы на 95 % состоит из магматических образова­ний, хотя сама поверхность нашей планеты на 90 % покрыта осадочными отложениями. На континентах литосфера сложена преимущественно комп­лексом гранитных пород, залегающих почти сплошным слоем на глубине 15-30 км. Большое значение для жизни и деятельности человечества (как и для функционирования биосферы в целом) имеет в основном только припо­верхностная область литосферы — верхняя часть земной коры, к которой относятся такие биокосные элементы, как почвы, коры выветривания, оса­дочные породы и илы. Отличительная особенность биокосных систем — присутствие в них живого вещества. Если входящие в состав подобной си­стемы живые организмы гибнут, она переходит в категорию косной. Содер­жание живого вещества (по отношению к общей массе) в биокосных систе­мах является небольшим, но именно живому веществу принадлежит веду­щая роль в их функционировании.

Изучение почвы, ее свойств началось в глубокой древности, с начала занятия человека земледелием. По сохранившимся археологическим и ис­торическим памятникам первые представления о почве уже имелись в пер­вобытном обществе. Во второй половине XIX в. человечество уже распола­гало обширными сведениями о почве, о ее структуре и свойствах.

Василий Васильевич Докучаев (1846-1903)

В.В. Докучаев — основоположник современного научного почвоведения — сформулировал понятие о почве как вполне самостоятельном естественноис-торическом теле, которое является продуктом совокупной деятельности грун­та, климата, растительных и животных организмов, возраста, а отчасти и рельефа местности. Позднее к этим факторам были добавлены воды (почвен­ные и грунтовые) и хозяйственная деятельность человека. Таким образом, почва — одна из составных частей окружающей человека природной среды.

Почва представляет собой органоминеральное образование верхнего го­ризонта литосферы, вовлеченное в биогеохимический круговорот атомов при участии растений, животных и микроорганизмов, обладающее плодороди­ем и являющееся областью проявления наивысшей геохимической энергии живого вещества. Природные почвы являются результатом воздействия живых организмов на минеральный субстрат и разложения мертвых орга­низмов при одновременном влиянии климата и рельефа местности в грави­тационном поле Земли (другими словами, горными породами, изменивши­мися под воздействием живого вещества, воды и газов) '.

Почвенный слой — ценнейший источник энергии для всех животных и растений, для бактерий, а также грибов всех видов. Почвенный слой — са­мая насыщенная жизнью среда. Поэтому качество почвенного слоя, а следо­вательно, плодородие почвы зависит от общей культуры земледелия, дли­тельности возделывания земли, правильного, рационального, научно обо­снованного землепользования. В условиях техногенной нагрузки в почвы поступает большое количество соединений тяжелых металлов (Си, Cd, Pb, Cr, Mn, Fe, Co, Zn, Ni, Hg), которые могут изменить направленность мно­гих почвенных процессов.

Пользуясь тем или иным земельным угодьем, человек берет из земли все необходимое для его жизни: зерно, корнеплоды, много других овощей, ягоды, фрукты и т.д. В результате из почвы извлекаются многие органичес­кие и неорганические вещества. Поэтому, чтобы не было истощения почвен­ного слоя земли, необходимо регулярно и постоянно вносить в почву при­мерно то же самое количество органических и неорганических веществ в виде удобрений. Только высокая культура земледелия и высокая культура общего землепользования, заключающаяся в постоянном и регулярном вне­сении всех необходимых удобрений, в научно обоснованном соблюдении последовательности возделывания культур, т.е. в правильно организован­ном севообороте, только весь этот комплекс мер может повышать плодоро­дие почвы. В то же время варварское, потребительское отношение к земле приводит к обеднению почвенного слоя, ее деградации и в конечном счете может привести к эрозии почвы.

Все почвы (даже весьма бедные северные или южные пустынные) име­ют весьма сложный химический состав, характеризуемый фоновыми концентрациями содержания в них различных химических соединений во всех фазах (твердой, жидкой и газообразной). Так, в состав минеральной части почвы входят кремний, алюминий, железо, калий, натрий, магний, кальций, фосфор, сера и некоторые микроэлементы (Си, Mo, J, В, F, РЬ и др.). Подавляющее большинство химических элементов находится в форме оксидов. Почву также насыщают соли угольной, серной, фосфорной, хлори-сто-водородной и других кислот.

Цвет, структура и состав почвы определяются климатическими услови­ями, особенностями рельефа местности, составом подстилающих пород и растительностью. В свою очередь почвы обусловливают характер произрас­тающего на них растительного покрова: при определенных климатических условиях на каждой материнской породе поселяется только определенный вид растительности (рис. 1.4).

Изучение развития почв позволило В.В. Докучаеву в 1899 г. установить закон зональности почв, который, в свою очередь, стал теоретической ба­зой для исследований в области ряда биолого-географических дисциплин. Зональность, характерная почти для всех компбнентов биосферы, наиболее отчетливо проявляется в распределении типов почв.

Так, в экваториальном поясе наиболее распространены оподзоленные латеритные почвы (коричнево-красные или красные). В тропических и суб-

Рис. 1.4. Схема взаимного влияния лесного фитоценоза и условий среды: /— почва и почвенная влага; //— зона аэрации; 111 — материнская порода; 1 — испарение с водоема, 2 — сток поверхностных вод, 3 — транспирации и испарение с крон, 4 — альбедо, 5 — расход на фотосинтез, 6 — расход на транспирацию, 7 — опад, 8 — испарение с покрова и почв, 9 — просачивание воды в грунт, 10 — зона капиллярного подъема грунтовой воды, 11 — продукт разложения опада, 12 — ка­пиллярный подъем

тропических поясах из-за уменьшения количества тепла резко выражены влажные и засушливые сезоны, поэтому здесь преобладают почвы типа крас­ноземов, желтоземов, серо-коричневых и сероземов. В умеренных поясах для засушливых районов пустынь и полупустынь, в которых растительность не образует сплошного покрова, наиболее распространены сероземы, пус­тынные буроземы и каштановые почвы, а также имеется большое количе­ство разновидностей засоленных почв. В степях с недостаточным увлажне­нием и густыми травянистыми зарослями развиваются черноземы и кашта­новые почвы. Под лесами с более влажным климатом развиваются почвы подзолистого типа (бурые лесные, серые лесные, дерново-подзолистые и подзолистые лесные). Для лесотундры и тундры типичны заболоченные и болотистые почвы.

Изучение почв важно не только потому, что они являются основой пло­дородия. Кроме этого почвы выполняют многие незаменимые общебио-

сферные функции: они являются одним из эффективных регуляторов газо­вого режима атмосферы и водного баланса Земли. Именно в них наиболее сосредоточена геологическая работа живого вещества; именно в них гото­вится тот материал континентальных и морских отложений, из которого в дальнейшем образуются новые породы. Но в то же время в почвах в наи­большей степени происходят и те процессы, совокупность которых обуслов­ливает эволюцию органического мира. Здесь разыгрываются многообраз­ные формы борьбы за существование и приспособление организмов к изме­няющимся условиям их жизни, создаются сообщества и формируются но­вые виды многочисленных низших организмов и высших растений.

Корой выветривания (элювием) называются рыхлые продукты измене­ния горных пород, образующиеся на поверхности Земли в результате вывет­ривания. Под почвой разрушение горных пород усиливается за счет поступ­ления из нее высокоактивных растворов. Как для почвы, так и для коры выветривания характерны следующие свойства:

• инфильтрация атмосферных осадков;

• выщелачивание растворимых соединений;

• выветривание первичных силикатов с образованием глинистых ми­нералов;

• формирование геохимического профиля, расчленяющегося на гори­зонты;

• окислительно-восстановительная и щелочно-кислотная зональность. Биокосная природа коры выветривания выражена менее отчетливо, чем

у почв, но и здесь проявляется деятельность микроорганизмов, окисляю­щих органические соединения, поступающие сверху из почвы. В отличие от почвы в коре выветривания практически нет биогенной аккумуляции хими­ческих элементов под влиянием растительности.

Коры выветривания, также как и почвы, подвержены климатической зональности. Наиболее благоприятные условия для формирования коры вы­ветривания создаются во влажном и жарком климате при равнинном или слабохолмистом рельефе, а также спокойном тектоническом режиме. В этом случае мощность элювия может достигать нескольких десятков метров, а по трещинам и зонам дробления — сотен метров. В условиях сухого клима­та мощность коры выветривания не превышает первых десятков метров. В горных районах на крутых склонах мощность коры выветривания еще мень­ше. Для коры выветривания скальных пород характерен обломочный гори­зонт, выше которого залегают горизонты различного состава — гидрослю­дистый, каолинитовый и т.д.

Илы часто называют подводными почвами. Сущность илообразования также заключается в разложении органических веществ на основе окислительно-восстановительных реакции и накоплении тонкодисперсных глинис­тых материалов. Поэтому и для илов характерны как различные'горизонты, так и окислительно-восстановительная зональность (рис. 1.5, 1.6). Однако в отличие от почв илы растут сверху и, следовательно, не имеют «материнс­кой» породы. В образовании илов, как правило, не участвуют высшие расте­ния. Для них характерен режим постоянного и значительного увлажнения. В настоящее время выделяются три ряда илов: окислительный, глеевый и сероводородный.

Окислительные илы образуются в океанах, морях, озерах и реках — всю­ду, где господствуют кислородные воды и создаются условия для их пере­мешивания. Окислительная среда характерна для прибрежных песков, зоны волнений, а также для больших глубин, где мало органических остатков, а

2. Основы природо/гольз.: эколошч.,...

Рис. 1.6. Окислительно-восстановительная зональность илов. Разрезы через океан (А) и озеро Байкал (Б): зоны: О — окислительная, В — восста­новительная, слабо (7) и сильно выраженная (2); 3 — оксиды железа, окрашиваю­щие окислительную зону в бурый цвет; 4 — участки, обогащенные железом и марган­цем; 5 — железомарганцевые конкреции; 6 — равномерно окрашенные слабожеле­зистые ржавые пятна; 7— марганцевые (черные) пятна; 8— вивианитовые пятна

холодная вода богата растворенным кислородом. В результате окислитель­ных процессов -50% дна. Тихого океана в настоящее время покрыто крас­ной глубоководной глиной. Этот ил осаждается на глубинах более 4 500 м с чрезвычайно малой скоростью: за 1 ООО лет образуется лишь несколько мил­лиметров осадка.

Окислительные илы имеют преимущественно желтую, бурую и красную окраску, обусловленную наличием гидроксидов трехвалентного железа.

Глеевые илы характерны для озер, расположенных в тундре, тайге и во влажных тропиках. Здесь разлагается много органического вещества, но со­держится мало сульфатов. В результате развивается глеевая обстановка, же­лезо и марганец восстанавливаются, а илы приобретают сизую, зеленова­тую, серую и охристо-сизую окраску. В глеевых илах не хватает кислорода для окисления органического вещества, что сказывается на скорости этого процесса. В таежных озерах на дне постепенно накапливается ил, получив­ший название «сапропеля».

Сероводородные илы широко распространены в морях и океанах, озерах степей и пустынь, где преобладают сульфатные воды, развивается десульфути-зация, продуцируется сероводород и образуются сульфиды железа. Такие илы имеют серый, черный и синеватый цвет (за счет наличия сульфидов железа).

Илы, как и почвы, также испытывают влияние зональности: климати­ческой, вертикальной или циркумконтинентальной (от лат. circum — «во­круг»). Причем наибольшее значение имеет климатическая зональность. Например, окислительные илы мелководий полярных бассейнов отличают­ся от илов теплых вод, а глеевые илы тундры — от илов влажных тропиков. В них различны как скорость процессов разложения органических остатков, так и состав самих илов. Это объясняется тем, что в разных климатических зонах организмы усваивают из морской и океанической воды различные компоненты: в холодных частях умеренных зон мобилизуется в основном кремнезем, в аридных — преимущественно карбонаты, а в экваториальной гумидной области — карбонаты и кремнезем.

Вертикальная зональность накопления карбонатных илов определяется уровнем карбонатной компенсации — критической глубины, ниже которой (вследствие высокого давления и низкой температуры морской воды) про­исходит интенсивное растворение карбонатных скелетов кальциевых орга­низмов. Это явление обусловливает отсутствие карбонатных отложений на морских глубинах ниже 4000-5000 м. Карбонатные планктоногенные илы покрывают около 128 млн км² дна Мирового океана (~36 % его площади). Средняя их мощность составляет около 400 м, а скорость накопления — при­мерно 1 см в 1 000 лет.

По мере удаления от континентов в сторону центра океана циркумконти-ненталъная зональность выражается в изменении состава илов. Плотность жизни в этом направлении уменьшается, а содержание биогенного вещества в осадках увеличивается. Это объясняется обильным разбавлением в прибреж­ных областях биогенного вещества терригенной примесью (на периферии оке­ана отлагается 92 % этого материала), поступающей с континента.

Осадочные породы. Мощность слоя осадочных пород в глубоких палео-впадинах достигает 20-25 км. Большинство осадочных пород образовалось из озерных, речных, а также морских илов в ходе диагенеза и последующих эпигенетических изменений под влиянием давления вышележащих грун­тов, температуры и подземных вод (рис. 1.7). В образовании многих осадоч­ных горных пород принимали участие живые организмы.

Рис. 1.7. Схема формирования каустобиолитов и карбонатных пород: / — сапропель; 2 — карбонатный ил; 3 — организмы-сапропелеобразователи; 4 — карбонатные организмы

В первую очередь к ним относятся ракушечные (моллюсковые) отложе­ния, встречаемые главным образом на шельфе и на вершинах подводных гор. Среди шельфов наиболее благоприятными для накопления ракушки являются участки, прилегающие к побережью с плоским рельефом и без сколько-нибудь развитой речной сети. В прибрежной зоне ракушки интен­сивно измельчаются, поэтому их отложения часто представлены раковин­ными песками. Таковы огромные раковинные поля на восточной и северной окраине Каспия, в северо-западном углу Черного моря, на Багамской отме­ли у побережья Флориды.

Бентогенныекарбонатныеотложения — кораллово-водорослевые, фор­мируются в рифовых сгущениях жизни. На долю карбонатных осадков при­ходится около половины общей площади современных донных отложений Мирового океана. Широкий пояс карбонатных осадков располагается глав­ным образом между 30° с.ш. и 30° ю.ш. Осаждение карбонатов в озерах происходит как под действием процессов выпаривания пересыщенных рас­творов (например, в оз. Севан), так и в результате геохимической деятель­ности бактерий. Образующийся при этом микрокристаллический кальцит в сочетании с обломками водорослей, ракообразных и тонкостворчатых мол­люсков дает залежи озерного мела.

Отложение кремнистых пород осуществляется главным образом в мор­ской среде и в меньшей степени — в континентальных водоемах (рис. 1.8). Осаждение кремнезема производят следующие организмы: диатомовые во­доросли (содержащие 90% всего кремнезема, находящегося во взвеси в Ми­ровом океане), радиолярии, губки и жгутиковые водоросли.

Рнс. 1.8. Схема формирования кремнистых пород: планктон: 1 — озерный; 2 — морской

Локализация кремненакопления в океане связана главным образом с об­ластями массового развития диатомей (в зонах апвеллинга). Диатомовые водоросли характеризуются огромной скоростью размножения. При благо­приятных условиях удвоение числа клеток может происходить каждые 4 ч. Слой биогенного кремнезема, накапливающегося в Мировом океане только за счет диатомей, может составлять от 7, 5 до 30 см за 1 ООО лет. В настоя­щее время наиболее мощные толщи диатомитов (достигающие 1 600 м) из­вестны в Калифорнии (месторождение Ломпок). В результате кремненакоп­ления образуются диатомиты, светлые (белые или желтые) тонкопористые породы, сложенные в основной своей массе микроскопическими панцирями диатомовых водорослей. Количество панцирей диатомей в 1 см³ этих пород достигает нескольких миллионов.

Озерное кремненакопление локализовано прежде всего в умеренных и высоких широтах, а также в зоне активного вулканизма (вулканы поставля­ют дополнительное минеральное питание для диатомовых водорослей). Эти озера имеют следующие морфологические признаки: мелководность (в ос­новном 3-4 м) и небольшая площадь акватории (исключающая активную миграцию вод).

Осадочные породы для биосферы в целом имеют важное значение как аккумуляторы солнечной энергии. Например, после разложения органичес­ких остатков солнечная энергия частично накапливается в земной коре в

виде алюмосиликатов. Диспергирование горных пород и минералов резко увеличивает поверхность частиц и, следовательно, их поверхностную энер­гию: песчинка объемом в 1 мм³ имеет поверхность 6 мм², ее превращение в коллоидную форму увеличивает количество частиц в 10¹², а их поверхность — до 6-10⁴ мм² — в 60 000 раз.

Гидросфера. Важнейшим и необходимым для обеспечения жизнедея­тельности всего живого на Земле является вода (прерывистая водная обо­лочка), совокупность которой в пределах планеты названа гидросферой. В виде Мирового океана она занимает 70, 8 % всей земной поверхности (пло­щадь водного зеркала Земли — 360, 8-10⁶ км²). Средняя толщина (мощность, глубина) гидросферы равна 3790 м, а масса (по различным данным) оцени­вается в (1, 5-2, 5)-10¹⁸ т (1, 5-2, 5 млрд км³), что составляет 1/800 общего объ­ема Земли. Хотя значительная часть воды сосредоточена в морях и океанах (табл. 1.3), 90 % ее находится в горных породах и недрах Земли.

Гидросфера объединяет все химически не связанные воды (материко­вые— глубинные, почвенные или поверхностные, океанические и атмос­ферные), которые под влиянием солнечной энергии и сил гравитации пере-

Таблица 1.3 Запасы воды в четырех геосферах Земли

ходят из одного фазового состояния в другое. Воды, преимущественно на­ходящиеся на поверхности планеты, рассматривают как особую оболочку. Но в связи с тем, что воды Земли находятся в непрерывном движении, они пронизывают другие ее оболочки — атмосферу, литосферу и биосферу.

Основная часть вековых запасов пресных вод суши (29-10⁶ км³) скон­центрирована в ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии (табл. 1.4).

Вода — своеобразный минерал, обеспечивающий существование живых организмов на Земле, так как входит в состав живых клеток и тканей. Слож­нейшие реакции в живых организмах могут протекать только при наличии воды. Как среда обитания вода имеет ряд специфических свойств. Это боль­шая плотность, значительные перепады давления с глубиной, относительно низкое содержание свободного кислорода и сильное поглощение солнечных лучей. Так, теплоемкость воды в 3 300 раз больше теплоемкости воздуха. Поэтому, поглощая огромное количество тепловой энергии и медленно ее отдавая, вода служит регулятором глобальных климатических процессов.

Водоемы и отдельные их участки различаются солевым режимом, ско­ростью горизонтальных и вертикальных течений, а также содержанием взве­шенных частиц или растворенных элементов. Поэтому систематика основ­ных типов вод исходит из их деления по расположению относительно зем­ной поверхности, температуре, окислительно-восстановительным парамет­рам, затем — по величине рН и минерализации, а также по ионному соста­ву. Согласно такому делению все природные воды подразделяют по распо­ложению в литосфере на поверхностные, грунтовые и подземные.

Из общего объема воды на нашей планете около 90, 82 млн км³ состав­ляют воды суши. К ним относятся речные, озерные, болотные, ледниковые и подземные воды. Среди поверхностных вод гидросферы весьма значи-

Таблица 1.4 Распределение запасов пресной воды у поверхности Земли*

* Без учета в горных породах.

тельны болота, общая площадь которых на Земле составляет 2 682 тыс. км (2, 1 % территории суши). Подземные воды включают в себя также лед в многолетней мерзлоте.

Мировой океан (относящийся к поверхностной гидросфере) включает в себя Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый океаны, обладает суммарной поверхностью 361 059 тыс. км². Уровень Мирового оке­ана повышается в среднем за последние 100 лет на 1, 2 мм в год за счет стекания с суши 430-570 км³ воды, без 100 %-ного ее возврата на поверх­ность с осадками. Наиболее вероятная причина этого явления — таяние мате­риковых льдов, а также техногенный подъем подземных вод через скважины и их стекание в Мировой океан. Сейчас повышение уровня Мирового океана происходит со скоростью 1, 5 мм в год, с ежегодным увеличением объема вод на 543 км³ за счет усыхания озер суши (7 %), сокращения запасов подземных вод (18 %) и уменьшения мощности покровного оледенения (75 %).

По экспертным оценкам, средний уровень моря к 2100 г. повысится от 20 до 90 см. Вследствие чего, кроме негативных локальных эффектов — засухи в умеренных широтах, наводнений, сдвига поясов уверенного земле­делия, — можно ожидать наиболее резких катастрофических последствий для стран с территориями на уровне моря. Это, например, Нидерланды, Австралия, Япония, некоторые регионы США и др.

Океан является глобальной биокосной системой, включающей 80 % по­верхностной воды (поровые воды и лов и горных пород составляют 18, 8 %, ледникового покрова материков— 1, 7, рек и озер— 0, 002, атмосферы — 0, 008 %). Основной источник океанической воды — атмосферные осадки, в 100 раз меньше дает речной сток и совсем ничтожное количество — есте­ственный подземный сток. Главный расход воды в океанах происходит че­рез поверхностное испарение, что оценивается как несколько большая вели­чина, чем выпадение воды с осадками.

Растворенное минеральное или органическое вещество поступает глав­ным образом с речным стоком. В растворенном состоянии в океанической воде содержатся газы, ионы, минеральные и органические компоненты. В ней также взвешены и живые организмы. Наличие в срединно-океаничес-ких хребтах гидротерм создает над ними конвективную систему и поставля­ет в океан более 2/3 Mn, Li, Rb, 1/3-2/3 Fe, Ca, Ba, V, Со.

Воды в океанах и морях минерализованы: их средняя соленость состав­ляет 35 г солей на литр воды, т.е. соленость воды океанов в среднем состав­ляет 35%. Общая масса солей в морской воде составляет 48-Ю¹⁵ т, или око­ло 3, 5% всей массы океанической воды. Этого количества солей хватило бы для образования по всей поверхности нашей планеты соляного слоя тол­щиной до 45 м. Соленость океанической воды определяется присутствием ограниченного числа ионов (табл. 1.5), так как представляет собой природ-

Таблица 1.5

Основные ионы океанической воды*

ный раствор, в котором в различных концентрациях присутствуют все хи­мические элементы.

Изменение содержания солей в поверхностных океанических водах име­ет зональный характер: соленость достигает двух максимумов у тропиков и снижается у экватора, а также в сторону Северного и Южного полюсов. В вертикальном разрезе соленость океани­ческих вод понижается с глубиной.

По ионному составу в настоящее вре­мя выделено 615 классов вод. Для харак­теристики типов вод проф. А.И. Пе-рельман предложил использовать геохи­мическую формулу вод, в которой указы­ваются преобладающие катионы и анио­ны и далее в числителе — ионы, находя­щиеся в избытке, а в знаменателе — в дефиците (по сравнению с обычным фо­ном).

Атмосферой называют газовую обо­лочку Земли, имеющую массу около (55, 15-59, 0)-10¹⁵ т (90 % которой сосре­доточено в слое до 16 км). Подобно твер­дому телу Земли воздушная оболочка также не представляет собой идеальной сферы: ее форма не симметрична отно- Александр Ильич Перельман

-. (1У1о—1УУо)

сительно центра тяжести планеты. В цен-

тре эклиптики атмосфера имеет выступ в направлении, противоположном Солнцу. Длина этого выступа (газового хвоста Земли) составляет около 120-10⁶ м. По форме атмосфера Земли близка к эллипсоиду вращения, боль­шая полуось которого в 1, 2 раза протяженнее малой.

В состав атмосферы принято включать ту область вокруг Земли, в кото­рой газовая среда вращается вместе с планетой как единое целое. С учетом особенностей рельефа Земли и распределения температуры по ее поверхности масса атмосферы составляет 5, 27-10¹⁸ кг. В теплое время года масса Земли на 10¹⁰кг больше, чем в холодное. Это обусловлено активизацией биохимических процессов, сопровождаемых выделением газов. В результа­те тепло- и массообмена масса атмосферы также имеет и сезонное перерас­пределение. С января по июль из Северного полушария в Южное переходит ~4-10¹⁵ кг воздуха. Во время муссонных тропических ветров (вторая поло­вина года) около 0, 078 % массы атмосферы совершает обратный путь. По высоте масса атмосферы распределена также неравномерно: около 50 % со­средоточено в нижнем 5-километровом слое, 75 % — до высоты 10 км, 95 — до 20 км и примерно 99 % находится в нижнем 30-километровом слое. В биосфере газы встречаются в четырех основных формах:

• свободные газы (в наземной и подземной атмосфере);

• газы, растворенные в водах и нефти;

• адсорбированные и окклюдированные горными породами (основны­ми компонентами газов магматических пород являются азот, двуокись углерода и водород, примесями — метан и его гомологи, гелий, ар­гон и другие редкие газы);

• газы в живых организмах.

Состав атмосферы формировался параллельно с развитием Земли в спе­цифических условиях, к которым относятся гравитационное (удерживаю­щее основную массу воздуха) и магнитное (предохраняющее ее от солнеч­ной радиации) поля, а также вращение планеты (обеспечивающее благопри­ятный тепловой режим). Состав атмосферы древней Земли д ее характерис­тики точно восстановить достаточно сложно. Они существенно менялись в процессе эволюции. Первая атмосфера Земли состояла из наиболее распрос­траненных во Вселенной элементов: водорода и гелия. Эти легкие газы из-за недостаточной силы тяжести могли удерживаться только холодной пла­нетой. Но в процессе образования ядра Земли она нагревалась, что привело к нагреву атмосферы. Спустя примерно 100-300 млн лет, температура атмо­сферы достигла 800-900°К. При такой температуре водород рассеивается в космическое пространство примерно за 50 тыс. лет (мгновение в геологи­ческом масштабе).

Потеря Землей водородной атмосферы привела к уменьшению давле­ния в ядре, что сопровождалось плавлением некоторых пород и ускорением газовыделения в атмосферу. Кроме этого, диссипация водорода привела к охлаждению атмосферы и поверхности Земли. Сформировавшаяся в резуль­тате газовыделения из разогретых пород атмосфера получила название пер­вичной. Большинство ученых считают, что она состояла из метана (СЩ), аммиака (NH3) и паров воды. Существуют модели, допускающие и присут­ствие Щ, Щ, СО2, CO, H2S. В любом случае первичная атмосфера состояла в основном из неорганических соединений.

Отметим некоторые надежно установленные особенности первичной ат­мосферы. Во-первых, конденсация воды с образованием гидросферы могла произойти только после остывания поверхности Земли до температуры ниже температуры кипения воды. По экспертным оценкам, это произошло около 4 млрд лет тому назад и объем воды на поверхности не превышал 0, 1 объ­ема современных океанов. Во-вторых, в первичной атмосфере практически отсутствовал свободный кислород, который появился только после возник­новения простейших форм жизни около 3 млрд лет тому назад.

Биогенное образование основных газов атмосферы (прежде всего кисло­рода и азота) было установлено еще В.И. Вернадским. В настоящее время выясняется биогенное происхождение и других газов, входящих в состав атмосферы. Так, 50 % всего водорода атмосферы было образовано также в результате деятельности живого вещества. Это обусловлено еще тем, что атмосфера находится в равновесии с почвами, где бактериями (часто вызы­вающими скопления горючих газов) формируется состав почвенного возду­ха (и, следовательно, имеющими влияние и на атмосферу в целом). Также доказано образование атмосферной окиси углерода в результате биогенных процессов. В частности, в океанических водах (особенно в зонах скопления водорослей) содержание окиси углерода в сотни раз превышает концентра­цию, равновесную с атмосферой. А растения суши, наоборот, поглощают окись углерода.

По ориентировочным расчетам, газы составляют лишь 0, 05 % от массы литосферы и 0, 6 % от гидросферы. Однако роль газов в биосфере не пропор­циональна их массе, так как определяющее значение имеет их высокая по­движность в любых геосферах. Роль газов в биосфере зависит от их содержа­ния и химической активности. Активные элементы с высокими содержания­ми образуют ведущие газы (в первую очередь кислород, углекислый газ, во­дяной пар, сероводород, метан и водород). Они, растворяясь в водах, опреде­ляют условия миграции многих элементов, становясь «геохимическими дик­таторами». Поэтому по составу ведущих газов именуются важнейшие геохи­мические обстановки в водах — окислительная, сероводородная и др.

Атмосфера Земли состоит из концентрических слоев: тропосферы, страто­сферы, ионосферы, термосферы и экзосферы (табл. 1.6). Границы этих сло­ев не остаются постоянными: они изменяются главным образом в зависи­мости от широты места и времени года. Особенно это относится к слоям атмосферы, выделяемым по условию вертикального распределения темпе­ратуры. Так как воздух сжимаем, то в направлении снизу вверх его плот­ность постепенно (но не монотонно) уменьшается и верхний разреженный слой без четкой границы переходит в межпланетное пространство. В боль­шей степени биогенной и насыщенной живым веществом является тропос­фера — нижняя часть атмосферы, нагреваемая Солнцем.

Таблица 1.6