Globalny_tsikl_ugleroda

Глобальный цикл углерода

Циклические процессы массообмена углерода имеют особо важное значение для биосферы. Согласно современным оценкам и результатам обобщения многочисленных исследований, в глобальном цикле углерода на Земле ежегодно перемещается между литосферой, океаном и атмосферой около 400 млрд т углерода. Внутри океана в свою очередь происходит обмен углеродом между поверхностными слоями воды, морской биотой, промежуточными и глубинными слоями. В этом обмене ежегодно принимает участие примерно 291,6 млрд т углерода, из которого около 0,2 млрд т переходит в осадки. Распределение масс этого элемента следующее.

В атмосфере количество углекислого газа составляет 2450×10⁹, что соответствует 668×10⁹ т углерода.

В океане углерод (помимо его содержания в живых организмах) присутствует в двух главных формах: в составе органического вещества (растворенного в воде и отчасти находящегося в виде взвешенных дисперсных частиц) и в составе взаимосвязанных ионов НСО^3-, СО₃^2- и СО₂. Средняя концентрация растворимого органического вещества в океане оценивается в 1,5 мг/л органического углерода (Сорг), концентрация дисперсного взвешенного органического вещества значительно ниже — около 0,02 мг/л Сорг. Учитывая объем Мирового океана, можно считать, что в нем содержится примерно 2052×10⁹ т Сорг. Наряду с углеродом, входящим в состав органических соединений, в океане присутствует углерод, находящийся в карбонатной системе (Ск), главным образом в составе гидрокарбонат-иона НСО3-. Средняя концентрация НСО3- в океане равна 143 мг/л, общая масса — 196000×10⁹ т. В этой массе содержится 38 600×10⁹ т Ск.

Основная масса растительных организмов находится на суше и в пересчете на сухое вещество составляет 2500×10⁹ т. Это значение характеризует массу растений Мировой суши до начала активной хозяйственной деятельности человечества. Есть основания полагать, что в результате деятельности человека масса природной растительности суши сократилась на 30 % и составляет 1700×10⁹ т. Средняя концентрация углерода в сухом веществе растительности суши равна 46 %, следовательно, масса углерода в растительности суши до ее нарушения человеком составляла 1150×10⁹ т, а в настоящее время около 800×10⁹ т. В океане в биомассе организмов-фотосинтетиков по последним данным сосредоточено 1,7×10⁹ т Сорг. Это на порядок больше, чем считали ранее, — около 0,1×10⁹ т. Кроме того, в океане существует значительная масса организмов-консументов, в которой связано 2,3×10⁹ т Сорг. В целом, количество углерода, находящегося в живых организмах океана, составляет доли процента от количества, которое сосредоточено в массе растений Мировой суши.

На суше, в педосфере, имеется значительное количество неживого органического вещества: слабо разложенных растительных остатков, образующих лесные подстилки и скопления торфа, а также почвенного гумуса. Масса подстилок близка к 200×10⁹ т, торфа — 500×10⁹ т. Согласно данным 1995-1997 года, во всем неживом органическом веществе Мировой суши связано около 2500×10⁹ т углерода.

Резервуар	количество углерода в гигатоннах С
Атмосфера	590
Океан	(3,71—3,9)·104
поверхностный слой, неорганический углерод	700—900
глубокие воды, неорганический углерод	35 600—38 000
весь биологический углерод океанов	685—700
Пресноводная биота	1—3
наземная биота и почва	2000—2300
растения	500—600
почвы	1500—1700
Морские осадки, способные к обмену углеродом с океанической водой	3000
неорганические, главным образом карбонатные осадки	2500
органические осадки	650
Кора	(7,78—9,0)·107
осадочные карбонаты	6,53·107
органический углерод	1,25·107
Мантия	3,24·108
Ресурсы и резервы ископаемого топлива	(7,78—9,0)·107
Нефть	636—842
Природный газ	483—564
Уголь	(3,10—4,27)·103

Главной формой нахождения углерода в земной коре является Ск. Средняя концентрация карбонатного углерода на порядок превышает концентрацию органического. Это имеет место для земной коры в целом и ее главных слоев: осадочном, гранитном и базальтовом, а также для основных типов коры: континентальном, субконтинентальном и океаническом.

Соотношение масс Ск: Сорг составляет около пяти и несколько возрастает в океанической коре из-за высокого процента карбонатных осадков.

Части земной коры	Масса земной коры, 1018т	Средняя концентрация, %				Масса, 1015 т					СК : Сорг
		СO2	CK	Cорг	СO2		CK	Cорг	СK +Сорг
Земная кора в целом	28,46	1,44	0,38	0,07	409		108	20	128	5,4
Типы коры: Континентальный Субконтиненталь- ный Океанический	18,07   4,30 6,09	1,48   1,37 1,35	0,40   0,37 0,36	0,08   0,07 0,05	267   59 82		72   16 21	14   3 3	86   19 24	5,1   5,3 7,0
Кора континентов: Осадочный слой* Гранитный слой Базальтовый слой Гранитный слой в целом Осадочная оболочка Земли Осадочные отложения фанерозоя	1,85 6,83 9,39 8,24   2,4   1,3	9,57 0,81 0,37 0,81   12,38   14,96	2,61 0,22 0,10 0,22   3,37   4,08	0,50 0,05 0,02 0,05   0,562   0,56	177 55 35 67   297   194		48 15 9,4 18   81   53	9 3 1,9 4   15   7	57 18 И 22   96   60	5,3 5,0 5,0 4,5   5,4   7,5

Главным резервуаром углерода служит осадочная толща земной коры (стратисфера). Концентрация Ск и Сорг в осадочной оболочке на порядок выше, чем в гранитном и базальтовом слоях земной коры. Несмотря на то что объем осадочной оболочки составляет всего 1/10 часть земной коры, в осадочной толще сосредоточено 75 % массы Ск и 75 % массы Сорг. Основная масса Сорг представлена рассеянным органическим веществом.

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.

В процессе жизнедеятельности организмов происходит определенное фракционирование изотопного состава углерода СО2. Масса земного углерода состоит из двух стабильных изотопов 12С и 13С и исчезающе малых количеств 14С (радиоактивный с периодом полураспада 5730 лет).

При действии главного звена фотосинтеза — фермента рибулозобисфосфаткарбоксилазы - происходит более быстрое поглощение легкого изотопа 12С и вследствие этого обогащение им углерода органического вещества. Особенно активно это происходит под влиянием микробиологических процессов. По этой причине метан микробиологического происхождения максимально обогащен легким изотопом. Так как фотосинтезируемое органическое вещество захватывает 12С, карбонаты обогащены тяжелым изотопом 13С.

М. Шидловский рассчитал соотношение изотопов углерода в осадочной оболочке и обнаружил, что оно соответствует соотношению масс Ск и Сорг. Таким образом, изучение изотопного состава углерода в осадочных породах разного возраста, во-первых, свидетельствует о том, что ассимиляция СО2 при фотосинтезе происходила однотипно на протяжении по крайней мере 3,7 млрд лет. Следовательно, этот процесс, осуществляющийся универсальным для всех продуцентов ферментом рибулозобисфосфаткарбоксилазой, воспроизводился всеми поколениями фотосинтетиков с момента их появления. Во-вторых, результаты изучения изотопного состава и распределения масс Ск и Сорг хорошо согласуются. На протяжении длительного отрезка времени происходило закономерное распределение исходного СО2 между процессами фотосинтеза и карбонатообразования. При этом более 80 % углерода, поступавшего в атмосферу при дегазации мантии, связывалось в карбонатах.

Карбонатообразование и фотосинтез следует рассматривать как два генеральных процесса в глобальной деятельности живого вещества на протяжении последних 3 — 3,5 млрд лет.

Карбонатообразование и фотосинтез органического вещества имеют общую направленность на удаление из атмосферы углекислого газа, непрерывно поступающего из мантии. Возможно, что эти процессы являются частью глобального механизма поддержания невысокой концентрации СО2 в газовой оболочке Земли, что имеет весьма важное значение в связи с так называемым «парниковым эффектом».

Обратимся к рассмотрению природных процессов динамики массообмена углерода в биосфере. Современный глобальный биогеохимический цикл углерода состоит из двух крупных циклов более низкого ранга. Первый из них обусловлен связыванием углекислого газа в органическое вещество путем фотосинтеза и новым образованием СО2 в процессе трансформации первичного органического вещества организмами-гетеротрофами и почвенными микроорганизмами. Если бы этот цикл был полностью замкнутым, то количество поглощенного при фотосинтезе углекислого газа должно полностью возвращаться в исходный резервуар — атмосферу. В действительности этого не происходит.

Продуктивность растительности Мировой суши до ее нарушения человеком составляла 172,5×109 т/год сухого органического вещества, содержащего 46 % углерода, т.е. около 80- 109 т/год. В настоящее время продуктивность природной растительности, по-видимому, сократилась до 60×109 т углерода. Продукцию фотосинтеза в океане определяют от 40×109 (Болин Б., 1979) до (50 — 60) ×109 т/год Сорг (Романкевич А. Е.,1988).

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 почвенного гумуса. На образование фульвокислот, гуминовых кислот и гумина расходуется 2 — 3 % всего количества углерода, содержащегося в ежегодно отмирающих продуктах фотосинтеза на суше, т.е. около 1,5×109 т/год. Такое количество ежегодно выводится из глобального кругооборота углерода в настоящее время; до нарушения растительного покрова человеком эта величина была больше — вероятно около 2×109 т/год.

Масса углерода, связывающегося в наиболее устойчивых (гуминовых) компонентах почвенного гумуса, вероятно, в 2 — 3 раза меньше, порядка 0,5×109 т/год.

Таким образом, на протяжении тысячелетия за счет образования устойчивых гумусовых веществ в педосфере связывается масса углерода, соизмеримая с массой этого элемента в атмосфере.

Синтез и разрушение органического вещества в океане существенно отличаются от того, как протекают эти процессы на суше. Преобладающую часть фотосинтезированного органического вещества обеспечивает фитопланктон. Его сухая масса почти на три порядка меньше массы растительности Мировой суши, но годовая продукция имеет близкие значения. Это объясняется значительно более быстрыми жизненными циклами главных фотосинтетиков океана — планктонных организмов — по сравнению с наземными растениями.

Из соотношения биомассы растительности суши (2500×109 т) и ее продукции (172,5×109 т/год сухого органического вещества) следует, что полная замена массы растительности Мировой суши происходит за период около 15 лет. В океане ситуация иная. Несмотря на то, что оценка биомассы и продуктивности фитопланктона разных авторов расходится в 10 раз, можно считать, что оборот массы фитопланктона происходит за 1— 2 сут, а обновление всей биомассы океана примерно за 1 мес. Продукция фотосинтеза в океане составляет от 20 ×10⁹до 100 ×10⁹т/год Сорг и более, в среднем около (50 — 60 ×10⁹т/год. В силу того что синтезированное планктоном органическое вещество практически полностью захватывается и разлагается последующими трофическими циклами, в осадок уходит не более 0,1×109 т/год, что соответствует около 0,05×109 т/год углерода. Таким образом, на протяжении года живое вещество суши и океана поглощает около 440×109 т СО2 или 120×109 т Сорг, большая часть которого вновь возвращается в океан и атмосферу.

Второй крупный биогеохимический цикл углерода связан с взаимодействием СО2 атмосферы и природных вод. Между газами тропосферы и поверхностным слоем океана существует подвижное равновесие.

Растворимость газов в воде зависит от давления, температуры, а также от количества растворенных солей. Увеличение растворимости происходит по мере роста парциального давления согласно зависимости Дальтона — Генри. В пресной воде газов растворяется больше, чем в соленой, но количество пресной воды на поверхности Земли неизмеримо меньше, чем соленой. Поэтому в глобальном балансе СО2 пресные воды играют скромную роль.

Воды Мирового океана содержат в 60 раз больше СО2, чем атмосфера. Поэтому любое изменение в равновесии системы океан-атмосфера может сильно повлиять на концентрацию СО2 в атмосфере. Так, потепление океана может вызвать увеличение эмиссии СО2 в атмосферу и повысит там его концентрацию, при охлаждении океана поглощение СО2 возрастет. В соответствии с современными результатами исследований из океана в атмосферу ежегодно поступает 332,5 млрд т СО2, а из атмосферы в океан — 337,6 млрд т/год. Следовательно, ежегодно 5,1 млрд т СО2 остается в океане, и в связи с этим океан считается одним из эффективных поглотителей антропогенного СО2.

Основная масса растворенного углерода поступает в океан с речным и подземным стоками с материков в форме бикарбонатов, образование которых связано преимущественно с растворением карбонатных пород при участии атмосферного СО2

CaCO₃ + CO₂ + H₂O ⇌ Ca²⁺ + 2 HCO₃ 1

Реакции, подобные этой, приводят к сглаживанию колебаний концентрации атмосферного CO 2 . Так как правая часть реакции содержит кислоту, добавление CO 2 в левой части уменьшает pH, то есть приводит к закислению океана. Другие реакции между двуокисью углерода и некарбонатными породами тоже приводят к образованию угольной кислоты и её ионов.

Бикаронат, растворенный в океане, попал туда в результате «выветривания» силикатных пород под действием диоксида углерода в реакциях типа:

CaSiO₃ + CO₂ +3H₂O ⇌ Ca(HCO₃)₂ + H₄SiO₄ 2

В настоящее время растворение известняка в реакции 1 является гораздо более мощным источником бикарбоната в океане, чем силикатная реакция.

Процесс в реакции 1 обратим, что приводит к образованию известняковых и других карбонатных пород с высвобождением половины гидрокарбонатов в виде CO 2 .

Благодаря процессу растворения — выделения углекислого газа с поверхности океана и карбонат-гидрокарбонатной системе происходит массообмен СО2 между атмосферой и океаном.

Движение масс СО2 схематично можно представить следующим образом. Углекислый газ активно растворяется в холодной воде приполярных районов океана. При охлаждении возрастает плотность воды. Массы холодной воды опускаются на глубину и в виде мощных холодных течений перемещаются к экватору. Они постепенно нагреваются, уменьшают плотность, поднимаются и освобождаются от избытка СО2.

На массообмен СО2 между поверхностным слоем океана и тропосферой весьма активно влияют планктон, освещенность, сезонно-термические условия.

С материковым стоком (речным и подземным) в океан поступает 593 млн т С/год растворенных карбонатов, еще 54 млн т С/год дает дегазация базальтовых магм, что в сумме составляет 647 млн т С/год. Однако рас- творенные карбонаты образуются в океане также при окислении органи- ческого вещества, поступление которого с материков (870 млн т С/год) зна- чительно превышает вынос в атмосферу (26 млн т С/год) и захоронение в донных отложениях (16 млн т С/год). Очевидно, что разность приходных и расходных статей баланса органического углерода в океане (678 млн т С/год) соответствует количеству растворенных карбонатов, образующихся в ре- зультате окисления органических соединений. Учтя этот дополнительный источник, получим реальное поступление растворенного неорганического углерода, равное 1325 млн т С/год, которое очень близко к теоретическому значению (1482 млн т С/год).

Непрекращающееся выведение углерода из атмосферы могло бы обусловить его постепенное убывание в ней и сокращение массы живого вещества, а затем и полное прекращение жизни на нашей планете. В действительности этого нет, так как углекислый газ постоянно поступает на поверхность планеты из недр Земли в составе вулканических газов.

Все рассмотренные изменения в циклическом массообмене углерода могли происходить естественным путем, без влияния хозяйственной деятельности человека. Определенные изменения в структуре глобального массообмена углерода вносит хозяйственная деятельность человечества.

В результате распахивания земель, строительства городов и дорог, вырубки лесов биомасса растительности суши сократилась примерно на 25%.

Соответственно изменились массы химических элементов, участвующие в биологическом круговороте, масса связываемого углерода и выделяемого кислорода. Еще больший деструктивный эффект вызывает сжигание минерального топлива, сопровождающееся изъятием значительных масс кислорода из атмосферы и образованием газообразных соединений углерода. Среди этих соединений преобладают СО и СО2.

Суммарное поступление углерода из техногенных источников в атмосферу оценивается в 27×10⁹ т/год. Поступление указанного количества в глобальный круговорот углерода не деформирует распределение масс элемента в биосфере, но может иметь последствия в связи с парниковым эффектом.

ГЛОБАЛЬНОЕ ПОТЕПЛЕНИЕ

Если рассмотреть изменения климата за последний миллион лет, то последние 10–15 тысяч лет относятся к одному из наиболее теплых и благоприятных для жизни периодов. При этом история цивилизации знает немало примеров существенных изменений климата. Достаточно достоверно установлен теплый период времени в IX–ХIV вв. н.э., который сменился относительно холодным климатом (малый ледниковый период) приблизительно с 1400 по 1850 гг. На фоне инструментально зарегистрированных изменений климата в течение последних 150 лет (рис. 1-1) климатологи выделяют достоверное потепление 1904–1944 гг., достоверное похолодание 1944–1976 гг. и, наконец, достоверное потепление 1976–1999 гг. По мнению МГЭИК, до 1976 г. изменчивость климата не превышала его естественных вариаций, оцененных на отрезке около 1000 лет, но после этого величина колебаний превысила эту величину, и стало возможным говорить об антропогенном глобальном потеплении. Ход температуры за последнее тысячелетие по данным МГЭИК изображен на рис. 1-2. При глобальном потеплении наряду с ростом глобальной температуры атмосферы Земли зарегистрировано увеличение климатических аномалий во всех локальных и региональных участках планеты. Это ставшие хорошо известными то короткие, то длительные периоды с сильным повышением температуры или со значительным похолоданием, сильные наводнения, засухи и т.д.

Одним из проявлений глобального потепления является повышение уровня поверхности Мирового океана (Дополнительная информация 1). Уровень океана поднимается сейчас примерно на 3 мм в год. Эта величина вдвое больше скорости подъема уровня океана в доиндустриальный период. Причиной подъема является таяние льдов Антарктиды, Гренландии, ледников континентов. Баланс процессов таяния и образования нового льда пока не сводится. Таким образом, сейчас уровень поднятия поверхности Мирового океана не является хорошим диагностическим параметром происходящего глобального потепления.

РОСТ СОДЕРЖАНИЯ СО2 В АТМОСФЕРЕ

Тем не менее СО2 является важным фактором, определяющим климат Земли и процессы в биосфере. Еще в середине XIX века М. Тиндал предположил, что повышение содержания диоксида углерода в атмосфере приведет к росту температуры атмосферы. Хотя метан, водяной пар и другие парниковые газы также являются важными факторами, влияющими на климат, их влияние на- много меньше по сравнению с атмосферным СО2. Увеличение количества СО2 в атмосфере происходит за счет выделения его в результате хозяйственной деятельности: сжигания органических ископаемых топлив, таких как каменный уголь, нефть, природный газ, – 7,91 Гт С/год в 2004 г. эрозии почв — около 1,0 Гт С/год, вырубки лесов — около 1,0 Гт С/год. Одновременно СО2 поглощается экосистемами суши и океаном. Величины индустриальных выбросов за последние 100 лет и темпы роста выбросов за последние 40 лет представлены на рис. 1-3. Видно, что индустриальные выбросы постоянно росли со спадами, связанными с Первой и Второй мировыми войнами (интересно, что каждый раз спад выбросов происходил после окончания войны), великой депрессией 1930-х годов, энергетическим кризисом 1970-х годов и др. Темпы роста выбросов максимально составляли 8% в год. Судя по пятилетним скользящим средним, значительный спад темпа роста был после 1967 г., резкий подъем – после 1983 г. Следующий спад был после 1987 г. Последний сильный спад темпа роста выбросов происходил после 1997 г. Он связан с началом перехода ряда развитых стран на энергосбережение и с подготовкой к выполнению Рамочной конвенции ООН о стабилизации климата.

Впервые инструментально рост индустриальных выбросов СО2 установил Х.Е. Зюсс в начале 50-х годов XX века, открыв эффект, вскоре названный его именем. По изменению отношения углерода С14/С12 в древесных кольцах Х.Е. Зюсс сделал вывод о том, что атмосферный диоксид углерода уже со второй половины XIX века пополняется выбросами СО2 от сжигания ископаемых топлив. Он обнаружил, что отношение радиоактивного С14, постоянно образующегося в атмосфере благодаря действию космических частиц, к стабильному С12 уменьшается в течение последних ста лет в результате «разбавления» атмосферного СО2 потоком СО2 из ископаемых топлив, практически не содержащих С14 (период полураспада С14 равен 5730 лет). Парадоксально, но эффект Зюсса показал рост индустриальных выбросов СО2 на основе измерений не в атмосфере, а в годовых кольцах деревьев. Начавшаяся в 1958 г. регистрация атмосферной концентрации СО2 на станции Мауна Лоа в Тихом океана подтвердила ее ежегодный рост, который со- ставил около 0,4% в год. Сейчас такие измерения проводятся на нескольких десятках станций, расположенных по всему миру. О росте СО2 свидетельствуют также данные послойного анализа соотношения изотопов С12 и С14 в ледовых кернах, которые были получены в Антарктиде. Эти данные касаются изменения содержания СО2 в атмосфере в течение нескольких последних тысяч лет. На рис. 1-4 представлены две кривые: ход концентрации СО2 в атмосфере в 1745–1973 гг., полученный на основании анализа ледового керна Антарктиды (станция Сипл), и зарегистрированный в обсерватории Мауна Лоа (1959–1992 гг.). Видно, что рост концентрации СО2 в атмосфере за последние 250 лет составил 27%.