Круговорот речовин

Круговорот речовин на Землі, процеси перетворення і переміщення, що повторюються, речовини в природі, що мають більш менш виражений циклічний характер. Ці процеси мають певну поступальну ходу, т. до. при так званих циклічних перетвореннях в природі не відбувається повного повторення циклів, завжди є ті або інші зміни в кількості і складі речовин, що утворюються. Поняття До. ст незрідка трактуючи метафізично, як рух по замкнутому кругу, що в корені помилково.

  Близько 5 млрд. років назад сталася диференціація речовини Землі, розділення його на ряд концентричних оболонок, або геосфер: атмосферу, гідросферу, земну кору, гранітну, базальтову і ін. оболонки, що відрізняються один від одного характерним хімічним складом, фізичними і термодинамічними властивостями. Ці оболонки в подальший геологічний час розвивалися у напрямі подальшого найбільш стійкого стану. Між всіма геосферами і усередині кожної окремої геосфери продовжувався обмін речовиною. Спочатку найбільш істотну роль грало винесення речовини з надр Землі на поверхню в результаті процесів виплавлення легкоплавкої речовини Землі і дегазації.

  Оскільки можна судити на підставі геологічних свідоцтв, що збереглися, ця стадія обміну була ще дуже обширною в архейськую еру (див. Докембрій ). У той час мали місце інтенсивні коливальні рухи в земній корі, обширні горотворні процеси, що створили повсюдно складчастість, а також енергійна вулканічна діяльність, результатом якої з'явилися потужні шари базальтов. Широко розвинені були інтрузії і процеси гранітизації. Всі ці процеси здійснювалися в грандіозніших масштабах, ніж в подальші геологічні періоди. У архейськую еру на поверхню Землі виносилися речовини в значно великих кількостях і, можливо, з глибших областей планети. Надалі обмін речовиною між глибокими областями і поверхнею Землі скоротився. В кінці докембрія відокремилися спокійніші області земної кори — платформи і області інтенсивної тектонічної і магматичної діяльності — геосинкліналі. З часом платформи зростали, а геосинклінальниє області звужувалися.

  В сучасний період обмін речовиною між геосферами по вертикальному напряму досить визначений може спостерігатися в межах 10—20 км. від поверхні Землі і місцями — в 50—60 км. Не виключений рух речовини і з глибших зон Землі, проте цей процес в даний час вже не грає істотної ролі загалом До. ст на Землі. Безпосередньо безперервний До. ст спостерігається в атмосфері, гідросфері, верхній частині твердої літосфери і в біосфері . З часу появи біосфери (близько 3,5 млрд. років назад) До. ст на Землі змінилося. До физико-хімічних перетворень додалися біогенні процеси. Нарешті, величезною геологічною силою стала нині діяльність людини. Див. Земля (розділ Чоловік і Земля).

  Т. о., До. ст на Землі в процесі розвитку нашої планети змінювалося і в сучасний період з геологічної точки зору найбільш інтенсивний на поверхні Землі. У інтенсивний обмін захоплюється в літосфері, атмосфері, гідросфері і біосфері одноразово лише невелика частина речовини цих оболонок. Спостережуваний До. ст на Землі складається з безлічі всіляких процесів перетворення і переміщення речовини, що повторюються в основних межах. Окремі циклічні процеси є послідовним рядом змін речовини, що чергуються з тимчасовими станами рівноваги. Як тільки речовина вийшла з даної термодинамічної системи, з якою воно знаходилося в рівновазі, відбувається його подальша зміна, поки воно не повернеться частково до первинного стану. Повного повернення до первинному стану ніколи не відбувається. В той же час завдяки цим процесам, що повторюються, на поверхні Землі забезпечується відома стабільність її рельєфу. Яскравою ілюстрацією цього може служити круговорот води в природі ( мал. 1 ).

  З поверхні океану випаровується щорік величезна кількість води, але при цьому порушується її ізотопний склад: вона стає бідніше важким воднем в порівнянні з океанічною водою (в результаті фракціонування ізотопів водню при випарі). Між поверхневим шаром води океану і масою води глибших його зон існує свій регулярний, сталий обмін. Між парами води і водою атмосфери і водоймищ встановлюються локальні тимчасові рівноваги. Пари води в атмосфері конденсуються, захоплюючи гази атмосфери і вулканічні гази, а потім вода обрушується на сушу. Частина води при цьому входить в хімічні сполуки, інша у вигляді крісталлогидратной, сорбованою і багатьох ін. форм зв'язується рихлими осіданнями земної кори, хорониться разом з ними і надовго залишає основний цикл. Осідання в процесі метаморфізациі і занурення в глиб Землі під впливом тиску і високої температури (наприклад, інтрузії) втрачають воду, яка піднімається по порах порід і з'являється у вигляді гарячих джерел або вод пластів на поверхні Землі, або, нарешті, викидається з парами при вулканічній діяльності разом з деякою кількістю ювенільних вод і газів. Інша ж, основна маса води, витягуючи розчинні з'єднання з порід літосфери, руйнуючи їх, стікає річками назад в океан. В результаті цього процесу сольовий склад океану в геологічному часі змінюється. Хімічні елементи, створюючі легкорозчинні з'єднання, накопичуються в морській воді. Труднорастворімиє з'єднання хімічних елементів швидко досягають дна океану.

  Інший приклад — круговорот кальцію. Вапняки (як і ін. породи) на континенті руйнуються, і розчинні солі кальцію (двовуглекислі і ін.) річками зносяться в морі. Щорік в морі скидається з континенту біля 5·10 ⁸ т кальцію. У теплих морях вуглекислий кальцій інтенсивно споживається нижчими організмами — форамініферами, коралами і ін. — на споруду своїх скелетів. Після загибелі цих організмів їх скелети з вуглекислого кальцію утворюють осідання на дні Морея. З часом відбувається їх метаморфізация, внаслідок чого формується порода — вапняк. При регресії морить вапняк оголюється, виявляється на суші і починається процес його руйнування. Але склад вапняку, що знов утворюється, декілька інший. Так, виявилось, що палеозойські вапняки багатші вуглекислим магнієм і супроводяться доломітом, вапняки ж молодші — бідніше вуглекислим магнієм, а утворення пластів доломіту в сучасну епоху майже не відбувається. Нарешті, при виявленні лави вапняки частково можуть бути нею асимілюють, тобто увійти до великого До. ст

  Т. о., окремі циклічні процеси, що складають загальний До. ст на Землі, ніколи не є повністю оборотними. Частина речовини в процесах перетворення, що повторюються, розсівається і відволікається в приватні круговороти або захоплюється тимчасовими равновесиямі, а інша частина, яка повертається до колишнього стану, має вже нові ознаки.

  Тривалість того плі іншого циклу можна умовно оцінити по тому часу, який був би необхідний, щоб вся маса даної речовини могла обернутися один раз на Землі в тому або іншому процесі (див. таблиці. 1).

Таблиця. 1. — Час, достатній для повного звороту речовини

  В До. ст беруть участь хімічні елементи і з'єднання, складніші асоціації речовини і організми. Процеси зміни речовини можуть носити переважно характер механічного переміщення, физико-хімічного перетворення, ще складнішого біологічного перетворення або носити змішаний характер. До. ст, як і окремі циклічні процеси, на Землі підтримуються енергією, що притікає до них. Її основними джерелами є сонячна радіація, енергія положення (гравітаційна) і радіогенне тепло Землі, що колись мало виняткове значення в процесах, що відбувалися на Землі. Енергія, що виникла при хімічних і ін. реакціях, має другорядне значення. Для окремих приватних круговоротів речовини можна оцінити витрачену енергію; наприклад, для щорічного випару мас води з поверхні океану витрачається біля 10,5·10 ²³ дж (2,5·10 ²³ кал ), або 10% від всією отримуваною Землею енергії Сонця.

  Класифікація До. ст на Землі ще не розроблена. Можна говорити, наприклад, про круговороти окремих хімічних елементів або про біологічний До. ст в біосфері; можна виділити круговорот газів атмосфери або води, твердих речовин в літосфері і, нарешті, До. ст в межах 2—3 суміжних геосфер. Вивченням До. ст займалися багато росіяни учені. Ст І. Вернадський виділив геохімічну групу так званих циклічних хімічних елементів; до них відносять практично всі широко поширені і багато рідких хімічних елементів, наприклад вуглець, кисень, азот, фосфор, сірку, кальцій, хлор, мідь, залізо, йод. Ст Р. Вільямс і багато ін. розглядали біологічні цикли азоту, вуглекислоти, фосфору і ін. у зв'язку з вивченням родючості грунтів. З циклічності хімічних елементів особливо важливу роль в біогенному циклі (див. Біогеохімія ) грають вуглець, азот, фосфор, сірка.

  Вуглець — основний біогенний елемент ; він грає найважливішу роль в утворенні живої речовини біосфери. Вуглекислий газ з атмосфери в процесі фотосинтезу, здійснюваного зеленими рослинами, асимілюється і перетворюється на всілякі і багаточисельні органічні сполуки рослин. Рослинні організми, особливо нижчі мікроорганізми, морський фітопланктон, завдяки винятковій швидкості розмноження продукують в рік біля 1,5·10 ¹¹ т вуглецю у вигляді органічної маси, що відповідає 5,86·10 ²⁰ дж (1,4·10 ²⁰ кал ) енергії. Рослини частково поєдаются тваринами (при цьому утворюються більш менш складні харчові ланцюги). Кінець кінцем органічна речовина в результаті дихання організмів, розкладання їх трупів, процесів бродіння, гниття і горіння перетворюється на вуглекислий газ або відкладається у вигляді сапропеля, гумусу, торфу, які, у свою чергу, дають початок багатьом ін. каустобіолітам — кам'яному вугіллю, нафті, горючим газам ( мал. 2 ).

  В процесах розпаду органічних речовин, їх мінералізації величезну роль грають бактерії (наприклад, гнильні), а також багато грибів (наприклад, плісневі).

  В активному круговороті вуглецю бере участь дуже невелика частина всієї його маси (таблиця. 2). Величезна кількість вугільної кислоти законсервована у вигляді копалин вапняків і ін. порід. Між вуглекислим газом атмосфери і водою океану, у свою чергу, існує рухлива рівновага.

Таблиця. 2. — Вміст вуглецю на поверхні Землі і в земній корі (16 км. потужності)

  Багато водних організмів поглинають вуглекислий кальцій, створюють свої скелети, а потім з них утворюються пласти вапняків. З атмосфери витягувало і поховане в десятки тисяч разів більше вуглекислого газу, чим в ній знаходиться в даний момент. Атмосфера поповнюється вуглекислим газом завдяки процесам розкладання органічної речовини, карбонатів і ін., а також, все більшою мірою, в результаті індустріальної діяльності людини. Особливо потужним джерелом є вулкани, гази яких складаються головним чином з вуглекислого газу і пари води. Деяка частина вуглекислого газу і води, що вивергаються вулканами, відроджується з осадових порід, зокрема вапняків, при контакті магми з ними і їх асиміляції магмою. В процесі круговороту вуглецю відбувається неодноразове фракціонування його по ізотопному складу ( ¹² C— ¹³ C), особливо в магматогенном процесі (утворення Co ₂ , алмазів, карбонатів), при біогенному утворенні органічної речовини (вугілля, нафти, тканин організмів і ін.).

  Джерелом азоту на Землі був вулканогенний Nh ₃ , окислений O ₂ (процес окислення азоту супроводиться порушенням його ізотопного складу — ¹⁴ N— ¹⁵ N). Основна маса азоту на поверхні Землі знаходиться у вигляді газу (N ₂ ) в атмосфері. Відомо дві дороги його залучення до біогенного круговороту ( мал. 3 ): 1) процеси електричне (у тихому розряді) і фотохімічне окислення азоту повітря, що дають різні оксиди азоту (No ₂ , No'' ₃ і ін.), які розчиняються в дощовій воді і вносяться т.ч. в грунти, воду океану; 2) біологічна фіксація N ₂ клубеньковимі бактеріями, вільними азотфіксаторамі і ін. мікроорганізмами (див. Азотфіксация ). Перша дорога дає близько 30 міліграм No'' ₃ на 1 м-коду ² поверхні Землі в рік, другий, — близько 100 міліграм No'' ₃ на 1 м-коду ² в рік. Значення азоту в обміні речовин організмів загальновідомо. Він входить до складу білків і їх всіляких похідних. Залишки організмів на поверхні Землі або похоронені в товщі порід піддаються руйнуванню за участю багаточисельних мікроорганізмів. У цих процесах органічний азот піддається різним перетворенням. В результаті процесу денітрифікуванню за участю бактерій утворюється елементарний азот що повертається безпосередньо в атмосферу. Так, наприклад, спостерігаються підземні газові струмені, що складаються майже з чистого N ₂ . Біогенний характер цих струменів доводиться відсутністю в їх складі аргону ( ⁴⁰ Ar), звичайного в атмосфері. При розкладанні білків утворюються також аміак і його похідні, що потрапляють потім в повітря і у воду океану. У біосфері в результаті нітріфікациі — окислення аміаку і ін. азотвмісних органічних сполук за участю бактерії Nitrosomonas і нітробактерій — утворюються різні оксиди азоту (N ₂ O, NO, N ₂ O ₃ і N ₂ O ₅ ). Азотна кислота з металами дає солі. Калійна селітра утворюється на поверхні Землі в кисневій атмосфері в умовах печені і сухого клімату в місцях відкладень залишків водоростей. Скупчення селітри можна спостерігати в пустелях на дні ніш видування. В результаті діяльності денітрифікуючих бактерій солі азотної кислоти можуть відновлюватися до азотистої кислоти і далі до вільного азоту.

  Джерело фосфору в біосфері — головним чином апатит, що зустрічається у всіх магматичних породах. У перетвореннях фосфору ( мал. 4 ) велику роль грає жива речовина. Організми витягують фосфор з грунтів, водних розчинів. Фосфор входить до складу білків, нуклеїнових кислот, лецитінов, фітину і ін. органічних сполук; особливий багато фосфору в кістках тварин. Із загибеллю організмів фосфор повертається в грунт і в донні відкладення. Він концентрується у вигляді морських фосфатних конкрецій, відкладень кісток риб, гуано, що створює умови для утворення багатих фосфором порід, які, у свою чергу, служать джерелами фосфору в біогенному циклі.

  Круговорот сірки також тісно пов'язаний з живою речовиною. Сірка у вигляді триокиси (So ₃ ), двоокиси (So ₂ ), сірководня (H ₂ S) і головним чином елементарної сірки викидається вулканами. Крім того, в природі є у великій кількості різні сульфіди металів: заліза, свинцю, цинку і ін. Сульфідна сірка окислюється в біосфері за участю багаточисельних мікроорганізмів до сульфатної сірки (So'''' ₄ ) грунтів і водоймищ. Сульфати поглинаються рослинами. У організмах сірка входить в склад амінокислот і білків, а в рослин, крім того, — до складу ефірних масел і т. д. Процеси руйнування залишків організмів в грунтах і в ілах Морея супроводяться дуже складними перетвореннями сірки. При руйнуванні білків за участю мікроорганізмів утворюється сірководень, який далі окислюється або до елементарної сірки, або до сульфатів. У цьому процесі беруть участь всілякі мікроорганізми, що створюють багаточисельні проміжні з'єднання сірки. Відомі родовища сірки біогенного походження. Сірководень може знов утворити «вторинні» сульфіди, а сульфатна сірка — поклади гіпсу. У свою чергу, сульфіди і гіпс знов піддаються руйнуванню, і сірка відновлює свою міграцію. В цілому вся речовина літосфери інтенсивно піддається перетворенням, беручи участь в так званому малому і великому До. ст Під впливом променів Сонця, кисню, вуглекислого газу, води, живої речовини відбувається руйнування речовини поверхні Землі. Продукти руйнування несуться вітром або, будучи розчинені у воді, скидаються в моря і океани, де вони осідають, відкладаються на дні, ущільнюються, цементуються, утворюють шаруваті осадові породи, а потім під впливом тиску перетворюються на кристалічні сланці. Так, щорік виноситься річками біля 2,7·10 ⁹ т речовини. Цей До. ст на Землі називають малим ( див. мал.(малюнок) 5 ).

  У великому До. ст беруть участь кристалічні сланці і ін. породи, що утворюються в процесі малого До. ст В результаті подальшого занурення вони потрапляють в магматичну область Землі, піддаються дії тиску і високої температури, переплавляються і у вигляді вивержених магматичних порід можуть бути знов винесені на поверхню Землі. Вивчення До. ст на Землі має не лише пізнавальне значення, але і представляє глибокий практичний інтерес. Дія людини на природні процеси стає все значнішим. Наслідки цієї дії сталі порівнянні з результатами геологічних процесів: у біосфері виникають нові дороги міграції речовин і енергії, з'являються багато тисяч хімічних сполук, раніше їй не властивих. Створюються нові водні басейни; тим самим міняється круговорот води. У руках людини концентруються величезні запаси металів, фосфатів, сірки, синтезуються колосальні кількості азотвмісних речовин для добрива полів і т. д. Міняється звичайний хід геохімічних процесів. Глибоке вивчення всіх природних перетворень речовин на Землі — необхідна умова раціональної дії людини на місце його існування і зміни природних умов в бажаному для нього напрямі (див. Охорона природи, Природокористування ).

  Літ.: Вернадський Ст І., Нариси геохімії, 4 видавництва, М.— Свердловськ, 1934; Ферсман А. Е., Геохімія, т. 1—4, Л., 1933—39; Винограду А. П., Геохімія рідких і розсіяних хімічних елементів в грунтах, М., 1950; його ж. Введення в геохімію океану, М., 1967; Вільямс Ст Р., Собр. соч.(вигадування), т. 6, М., 1951; Borchert H., Zur Geochemie des Kohlenstoffs, «Geochimica et Cosmochimica acta», 1951, v. 2 № 1; Rankama До., Sanama Th. G., Geochemistry, Chi., 1950.

  А. П. Винограду.

Мал. 2. Схема круговороту вуглецю. Вміст вуглецю даний в г/см ² поверхні Землі. Обмін вуглецю дан в g (1·10 ^-6 г ) на 1 см ² поверхні Землі в рік.

Мал. 3. Схема круговороту азоту.

Мал. 4. Схема круговороту фосфору.

Мал. 5. Схема малого круговороту речовин на Землі.

Мал. 1. Схема круговороту води. Вміст води даний в кг/см ² в рік на поверхні Землі. Випар і випадання опадів даний в г/см ² в рік на поверхню океану або континенту відповідно.