Абиотическая миграция вещества литосферы

Абиотические потоки вещества в ландшафте в значительной мере

подчинены воздействию силы тяжести и в основном осуществляют внешние связи ландшафта. В отличие от биологического метаболизма абиотическая миграция не имеет характера круговоротов, поскольку гравитационные потоки однонаправленны, т. е. необратимы. Точнее, в данном случае можно говорить лишь о больших геологических циклах, выходящих далеко за пределы характерного времени ландшафта, длительность которых измеряется многими миллионами лет и в ходе которых вещество, вынесенное с поверхности суши, может вновь туда вернуться, пройдя через многократные и сложные преобразования. Ландшафтно-географическая сущность абиотической миграции вещества литосферы состоит в том, что с нею осуществляется латеральный перенос материала между ландшафтами и между их морфологическими частями и безвозвратный вынос вещества в Мировой океан. Значительно меньше (в сравнении с биогенным обменом) участие абиотических потоков в системе внутренних (вертикальных, межкомпонентных) связей в ландшафте.

Вещество литосферы мигрирует в ландшафте в двух основных формах: 1) в виде геохимически пассивных твердых продуктов денудации — обломочного материала, перемещаемого под действием силы тяжести вдоль склонов, механических примесей в воде (влекомые и взвешенные наносы) и воздухе (пыль); 2) в виде водорастворимых веществ, т. е. ионов, подверженных перемещению с водными потоками и участвующих в геохимических (и биохимических) реакциях.

По отношению к каждой конкретной геосистеме различаются входные и

выходные абиогенные потоки. В суммарном итоге — для всей совокупности

ландшафтов суши — перевес оказывается на сто-

 

 

 

 

роне последних, но в каждом отдельном ландшафте баланс вещества складывается по-своему в зависимости от специфики его внешних условий и внутренней структуры.

Обратимся сначала к основным выходным абиогенным потокам. Механический перенос твердого материала не всегда поддается более или менее точному учету. Основной интегральный показатель механического

выходного потока — твердый сток, точнее сток взвешенных наносов. Однако в

нем не учитывается внутриландшафтное перераспределение обломочного материала и прежде всего склоновый (делювиальный) перенос крупных обломков, а также наносы, влекомые русловыми потоками (составляющие, впрочем, небольшую часть твердого стока). Интенсивность денудации сильно варьирует по ландшафтам в зависимости от степени расчлененности рельефа и глубины местных базисов денудации, податливости горных пород к выветриванию и размыву, величины стока, развитости растительного покрова, препятствующего сносу и смыву. В распределении твердого стока обнаруживаются определенные черты широтной зональности. В тундре и тайге типичная величина модуля твердого стока (М,) не превышает 5 — 10 т/км'. год, а средний слой ежегодного смыва — не более 0,002 — 0,004 мм ', но внутризональные различия достаточно велики. Так, для бассейна Невы, значительная часть которого относится к Балтийскому кристаллическому щиту, М, составляет всего лишь 1,6 т/км' год, а для вулканических ландшафтов Камчатки — 60 — 80.

В зоне широколиственных лесов М, обычно равен 10— 20 т/км' год, в

лесостепи достигает 150 (в возвышенных лёссовых ландшафтах), в степи — 50

— 100. В пустынях твердый сток резко сокращается из-за практического отсутствия жидкого стока. В экваториальных ландшафтах М, относительно невелик (в бассейне Конго — 18 — 37, в бассейне Амазонки — 67 — 87 т/км' год), несмотря на обильный речной сток; сдерживающим фактором служит мощный лесной покров.

Механический вынос твердого материала достигает своего максимума в горах, особенно сложенных рыхлыми горными породами. Только часть, учитываемая в стоке взвешенных наносов, может составлять 2000 т/км год и

более (в некоторых горах Средней Азии — до 2500, на северном склоне

Апеннин — до 3000 — 3700, в горных сухих субтропиках юго-восточного Кавказа — до 4000— 5000, что эквивалентно слою более 2 мм/год). Для многих горных ландшафтов характерны селевые потоки; объем единовременного селевого выноса обломочного материала достигает сотен тысяч и даже миллионов кубических метров.

Уничтожение естественного растительного покрова может привести к

развитию денудации на равнинах, масштабы которой соразмерны с

аналогичными процессами в горах. На обрабатываемых

 

 

1Принимая, что 1 т/км соответствует слою 4 • 10-4мм.

 

 

 

землях экваториальной зоны, влажных муссонных тропиков, Лёссового плато (Китай) величина М, достигает 2000 — 3000 т/км2*год.

Со стоком взвешенных наносов ландшафты суши теряют ежегодно примерно 22 — 28 млрд. т вещества, что составляет 150— 180 т/км2, или слой толщиной около 0,1 мм. Такой скорости выноса достаточно, чтобы полностью

«смыть» всю сушу до уровня Мирового океана за 10 — 15 млн. лет.

Другим мощным фактором удаления твердого материала из ландшафтов служит дефляция. Выходные эоловые потоки наиболее интенсивны в аридных областях, а также на распаханных территориях. Единичная пыльная буря в Средней Азии и Казахстане выносит из плакорных почв 10 — 100 т/км2вещества, из песчаных массивов— 5 — 10 т/км2, а из солончаков — 100 —

1000т/км2. Знаменитая пыльная буря, случившаяся в США в 1934 г., унесла за

сутки 300 млн. т почвенных частиц с площади 3 млн. км2(главным образом с сельскохозяйственных земель), т. е. в среднем по 100 т с каждого квадратного километра.

Глобальные масштабы дефляции и эоловой миграции вещества в целом

оценить чрезвычайно трудно. По разным оценкам количество поступающего в атмосферу твердого вещества определяется в n*1010— n*1011т/год. Эти величины соизмеримы со стоком взвешенных наносов или даже превосходят его. Однако в отличие от твердого стока эоловая миграция не представляет собой полностью необратимого потока. Частицы пыли удерживаются в атмосфере в среднем от 1 до 10 сут. За это время, находясь в обороте, они могут осесть частью в том же ландшафте, частью — в соседних или даже более отдаленных ландшафтах и, наконец, частью — за пределами суши, т. е. в Мировом океане. В настоящее время не представляется возможным дать количественную характеристику всех составляющих эоловой миграции вещества для всей ландшафтной оболочки и разных типов ландшафтов. Имеются лишь приблизительные расчеты для некоторых регионов. Так, по Н. Ф. Глазовскому, в Средней Азии и Казахстане область эолового выноса занимает площадь в 3 млн. км2. Из нее ежегодно выдувается 0,3 — 3,0 млрд. т пыли, т. е. 100 — 1000 т/км2.

Выходные потоки водорастворимых веществ заслуживают отдельного рассмотрения. Фильтруясь под действием гравитации в почво-грунты и горные породы, атмосферные осадки обогащаются растворимыми солями (в том числе органического происхождения), которые вовлекаются в биологический круговорот, частью выносятся за пределы геосистемы с речным и глубинным стоком. Наиболее изучен речной ионный сток. Масса растворенных веществ, выносимых мировым речным стоком, почти на порядок меньше стока взвешенных наносов и определяется в 2,5 — 5,5 млрд. т. Согласно М. И. Львовичу, средний глобальный модуль ионного стока равен 20,7 т/км2, что соответствует слою химической денудации в 0,008 мм. В аридных ландшафтах речные воды сильно минерализо-

 

 

 

 

ваны, но в силу слабого развития речного стока вынос ионов невелик. В гумидных ландшафтах, напротив, речные воды обильны, но слабо минерализованы. Поэтому зональные различия ионного стока относительно невелики. Для тундры, тайги и пустыни типичны близкие значения модуля ионного стока (Ми, как правило, не выше 10 — 15 т/км2*год) . В зонах широколиственных лесов и лесостепи Мидостигает 20 — 30 т/км2*год, а в зоне экваториальных лесов он близок к 35 т/км2*год. Более существенны азональные контрасты, связанные с распространением карбонатных и гипсоносных, а также вулканических пород. В таких условиях даже в тайге Ми

может составлять 50 — 80 т/км2*год, а слой химической денудации достигает

0,03 — 0,05 мм. Наиболее интенсивной химической денудации подвергаются горные карстовые ландшафты, где годовой вынос растворимых солей достигает 100 — 200 т/км2и более, а слой денудации — свыше 0,05 мм (в Динарском нагорье — около 0,1 мм, в карстовых ландшафтах Большого Кавказа — до 0,2 — 0,3 мм).

Второй важный выходной ионно-солевой поток связан с глубинным подземным стоком, который образуется в результате инфильтрации растворов в глубокие водоносные горизонты, залегающие ниже уровня местных базисов речного стока. В областях питания артезианских бассейнов таким путем происходит интенсивный вынос солей из ландшафта. В аридных областях, где практически отсутствует речной сток, глубинный сток служит важнейшим фактором удаления растворимых веществ из ландшафта. Согласно Н. Ф. Глазовскому, в аридном регионе Средней Азии и Казахстана область глубинного выноса солей занимает 1,4 млн. км2, т. е. треть всей территории. Модуль ионного глубинного стока колеблется в пределах этой области (куда входят в основном горы и предгорья) от 0,1 до 800 т/км2*год (средняя — 11,4 т/км2*год). Наиболее высокие величины характерны для конусов выноса предгорной полосы.

Существенную роль в миграции водорастворимых солей играют воздушные потоки. С поверхности суши соли попадают в атмосферу с пылью, а также при испарении и транспирации. Главными поставщиками атмосферных ионов служат аридные ландшафты. По расчетам Н. Ф. Глазовского, из аридной области Казахстана и Средней Азии путем испарения и транспирации в атмосферу поступает 7 млн. т солей в год (средний модуль выноса составляет 1,64 т/км2*год), а с пылью (без учета дефляции солончаков) за пределы области выноса, составляющей около 3 млн. км2, уходит около 5 млн. т. Но больше всего солей (12 — 120 млн. т в год) выдувается с поверхности солончаков (модуль выноса — 100— 1000 т/км2год) .

Потеря вещества из ландшафта может частично компенсироваться за счет входных потоков, причем на фоне общей для суши убыли существуют ландшафты с положительным балансом твердого материала в результате его гравитационного и эолового перераспределения или выноса из глубинных толщ земной коры. Взвешенные нано-

 

 

сы не полностью выносятся в океан, часть их откладывается в русле, а многие реки при впадении в океан образуют дельты. У некоторых крупных рек (Миссисипи, Хуанхэ, Меконг, Иравади и др.) дельты растут со скоростью 50

— 100 м в год. Во внутриконтинентальных областях разгрузка потоков механического переноса обломочного материала приводит к образованию предгорных шлейфов, конусов выноса, слепых дельт и т. п.

Для некоторых ландшафтов имеет значение эоловый привнос материала. В

Казахстане и Средней Азии область положительного баланса атмосферной пыли занимает, согласно Н. Ф. Глазовскому, 1,2 млн. км2, а модуль осаждения пыли составляет 5 — 10 т/км2*год. В горах по мере нарастания высот поступление пыли увеличивается; в высокогорьях, по некоторым данным, оно достигает около 150 т/км2*год.

Один из главных факторов поступления вещества в ландшафтную оболочку — вулканизм. При извержении одного из вулканов Исландии в 1783 г. излилось 12 км3лавы, покрывшей территорию в 56 км2. Во время других сильных извержений лава покрывала площади в сотни км2, ее отдельные потоки достигали длины 50— 60 км. Если излияния лав имеют преимущественно локальное (реже региональное) значение, то выбросы обломочного магматического материала — пирокластов, особенно вулканического пепла, могут оказывать глобальный эффект. Правда, этот эффект проявляется не столько в аккумуляции твердого материала, сколько в запыленности атмосферы и тем самым влиянии на тепловой баланс. Тем не менее осаждение пепла чувствительно сказывается на обширных пространствах. В той же Исландии при сильных извержениях слой пепла покрывает всю площадь острова. Объем пирокластов, извергаемых современными вулканами, примерно в 6 раз больше объема лав. Излияния лав и отложение пирокластического материала приводят к уничтожению почвенно-растительного покрова и нарушению нормального функционирования ландшафта. После такого воздействия формирование геосистем как бы начинается заново. Одно из наглядных проявлений подобных процессов — сложный профиль почв вулканических ландшафтов Камчатки, с несколькими погребенными гумусовыми горизонтами.

В глобальном балансе вещества некоторую роль играет поступление метеоритов и космической пыли, приблизительно оцениваемое в 10 млн. т в год.

Если обратиться к источникам поступления в ландшафты наиболее

активной, водорастворимой части твердого вещества, то основным из них следует считать атмосферные осадки. Соли атмосферных осадков, выпадающих над сушей, имеют различное происхождение — как внешнее (океаническое, вулканическое), так и внутреннее (поступают при испарении и транспирации, а также путем вымывания из пылевых частиц, выноса из солончаков) . Выделить долю солей, образующихся в атмосферных осадках за счет местного

 

 

 

круговорота веществ, в отличие от привнесенных извне, практически не представляется возможным. Бесспорно то, что по мере удаления от морских побережий в глубь суши минерализация осадков увеличивается — от 10 г/л и менее до 20 — 30 и более (в Средней Азиидо 40 — 70 г/л). Одновременно изменяется состав ионов: в приокеанических районах преобладают Cl и Na+, в континентальных— НСО3, SO4, ,Са2+, Mg2+. Впрочем, возрастание участия SO4связывается главным образом с влиянием техногенных выбросов. В вулканических районах наблюдаются дожди с минерализацией до 250 мг/л и высоким содержанием SO, Cl, Na+.

Количество солей, выпадающих на земную поверхность с атмосферными осадками, зависит от количества и минерализации последних. Хорошо прослеживаются как зональные, так и секторные и высотно-поясные закономерности. Для тундры и тайги характерны величины порядка 5 — 10 т/км2*год (но в Восточной Сибири — менее 5 т/км2*год), широколиственной зоны Западной Европы — около 10, степей и полупустынь — 10 — 20, пустынь умеренного пояса и экваториальной лесной зоны — 20 — 30 т/км2*год. С высотой в горах выпадение солей возрастает вследствие увеличения количества осадков. Заметное повышение наблюдается в вулканических районах.

Пути дальнейшей миграции ионов, поступающих в ландшафт с атмосферными осадками, разнообразны. Частично (а при слабых дождях — почти полностью) они задерживаются на земной поверхности, откуда ветром могут быть снова вынесены в атмосферу и, таким образом, образовать локальный круговорот. Из просочившихся в почву водных растворов некоторая часть ионов возвращается по капиллярам к поверхности и также участвует в локальном абиотическом круговороте солей (этот случай особенно типичен для аридных ландшафтов). Но большая или меньшая доля солей, содержащихся в почвенных растворах (в том числе атмосферного происхождения), перехватывается корнями растений и вовлекается в биологический круговорот. Наконец, некоторое количество солей выбывает из ландшафтного круговорота и формирует выходные потоки — ионный речной и глубинный сток. Надо заметить, что поступление солей с осадками, как правило, не компенсирует их потери со стоком. Наиболее значительна относительная роль этого источника в ландшафтах, формирующихся на кристаллических породах и на многолетней мерзлоте, где влияние горных пород на минерализацию поверхностных и подземных вод несущественно.

В аридных условиях привнос солей извне может происходить и путем непосредственного осаждения в виде пылевых частиц. По расчетам Н. Ф. Глазовского, в Средней Азии и Казахстане область эоловой аккумуляции солей занимает 1,2 млн. км2. За год здесь осаждается 0,003 — 0,10 т/км2водорастворимых компонентов в составе пыли и 1 — 100 т/км2солевых частиц из солончаков. Существенным источником поступления солей, главным образом хлоридов, служат Каспийское и Аральское моря; ветровой вынос солей из них

 

 

 

 

составляет 2,6 млн. т в год, через 1 км береговой линии Каспия ежегодно

переносится на сушу 710 т.

В районах разгрузки глубоких подземных вод, особенно в аридных межгорных впадинах, соли привносятся с глубинным стоком. В аридной части территории СССР таким путем водорастворимые вещества, преимущественно хлориды, поступают на площади около 1,9 млн. км2при среднем модуле 51,6 т/км2*год, способствуя засолению почв и грунтов. В гумидных ландшафтах роль этого фактора значительно меньше, поскольку здесь происходит постоянное промывание почво-грунтов и отток грунтовых вод.

Для многих районов области внутреннего стока (предгорные конусы выноса, слепые дельты, разливы, также массивы орошения) важнейшим источником поступления солей (преимущественно гидрокарбонатов) служит речной сток. В конусах выноса, интенсивно поглощающих речные воды, в низовьях таких рек, как Сырдарья, Чу и др., модуль привноса солей, по Н. Ф. Глазовскому, превышает 100 т/км2*год.

Надежных данных для суждения о соотношениях входных и выходных потоков по различным конкретным ландшафтам не существует, и можно говорить лишь о некоторых общих закономерностях. В большинстве ландшафтов механический вынос твердого материала преобладает над привносом. Наиболее интенсивной механической денудации подвергаются горные ландшафты, а среди равнинных— возвышенности, сложенные рыхлыми породами (в частности, лёссами) в условиях семигумидного климата и слаборазвитой растительности, а также равнины, подверженные дефляции. Явно положительным балансом твердого вещества отличаются лишь некоторые специфические ландшафты с преобладанием процессов современной аккумуляции: вулканические, дельтовые, низменные аллювиальные равнины гумидных (преимущественно муссонных) областей, подвергающиеся частым наводнениям, подгорные пролювиальные равнины. Относительной сбалансированностью входных и выходных потоков твердого материала характеризуются ландшафты с фундаментом из прочных кристаллических пород. В любых условиях поддержанию баланса способствует мощный растительный покров.

Солевой баланс в большинстве ландшафтов, в том числе и на территории СССР, также отрицательный, поскольку поступление солей с атмосферными осадками и пылью не может компенсировать их выноса с поверхностным и

подземным стоком. Дисбаланс особенно резко выражен в карстовых

ландшафтах. Исключение составляют главным образом ландшафты пустынь, приуроченные к внутриконтинентальным бессточным равнинам и впадинам, где поступление солей из атмосферы превышает величину ионного стока, а для многих районов дополнительным фактором засоления служит разгрузка минерализованных речных и подземных вод, формирующихся в соседних горных системах, и отчасти также эоловый привнос солей.

В абиотической миграции веществ нередко проявляется ярко

 

 

 

выраженная внутриландшафтная контрастность по локальным геосистемам (морфологическим единицам). Плакорные (элювиальные, автономные) фации, для которых единственным источником привноса вещества служат атмосферные осадки и пыль, как правило, характеризуются резким преобладанием выходных потоков над входными. Переходные (транзитные, трансэлювиальные) склоновые фации, при наличии интенсивных сквозных потоков, могут в той или иной степени приближаться к равновесному состоянию. Что касается фаций подчиненных (супераквальных, гидроморфных, аккумулятивных), то для них наиболее типично преобладание локальных входных потоков вещества, они часто служат «геохимическими ловушками», аккумулирующими многие элементы.

Абиогенные потоки вещества по своим масштабам сильно уступают биогенным. Суммарный вынос твердого материала реками Земли примерно на порядок меньше ежегодной продукции живого вещества на суше (в сухой массе), а суммарный ионный сток — в 70 раз меньше. Если рассмотреть эти соотношения по основным элементамбиофилам, то контраст окажется еще более значительным. Вынос фосфора с ионным стоком в 1000 раз меньше его потребления организмами, азота — в 150, углерода — в 100, калия — в 12 раз; в биологическом круговороте участвует также больше магния, кальция, алюминия, кремния, чем в выходном ионном потоке. По некоторым элементам (например, сера) величины близки, явное преобладание выходных абиогенных потоков наблюдается по элементам, токсичным для большинства организмов

— хлору (в 40 раз), натрию, фтору и др.

Как уже отмечалось, биологический круговорот отличается высокой степенью замкнутости, и в выходные потоки попадает лишь небольшая часть продуцируемого органического вещества. Мировой сток органического

углерода (в составе ионного речного стока) составляет около 1,7 т/км год, а

сток органического вещества в целом — около 3,8, что составляет лишь несколько более 0,2% ежегодной продукции биомассы. Однако на элементы, выпадающие из биологического круговорота, приходится примерно 20% ионного стока. Основные ионы речных вод лесных ландшафтов — Са2+и HCO3— образуются за счет разложения органического вещества.

Эти соотношения сильно дифференцируются по ландшафтам, притом они

неодинаковы для различных химических элементов. Так, по имеющимся данным для дубово-буково-грабового леса (Бельгия), из годовой суммы поглощаемых минеральных веществ вымываются 8,2%, в том числе N — 1, Са

— 3,5, Р — 8,7, К — 25%. Для леса из каменного дуба (юг Франции) соответствующие показатели: 20,5; 1; 15; 13 и 51%. По исследованиям В. В. Пономаревой, в ельниках Карельского перешейка из ежегодного поступления с опадом вымывается (в %): N — 3, К — 6, Mg — 8, Са — 11, S — 35.

К ландшафтам, у которых наблюдаются минимальные потери

органического вещества, относятся луговые степи. Однако здесь

 

 

 

можно проследить контрастность по внутриландшафтным (морфологическим) подразделениям. Так, в плакорных фациях на вершинах грив с выходными потоками (в основном поверхностным стоком) из продуцируемого вещества выносится 1,8% С, около 1% N и зольных элементов. В то же время в аккумулятивные фации низинных болот, служащих геохимическими барьерами, дополнительно, за счет внутриландшафтного перераспределения поступает 1,3% С, около 17% зольных элементов и 0,5% N (данные Н. И. Базилевич, см. табл. 12) .

В гумидных лесных ландшафтах, где утечка биогенных элементов может быть значительной, некоторая компенсация происходит за счет солей атмосферных осадков и высвобождения элементов в процессе химического выветривания горных пород. По Н. И. Базилевич, в южной тайге при выветривании высвобождается ежегодно 34,5 т/км2минеральных элементов, что почти обеспечивает сбалансированность входных и выходных потоков элементов-органогенов (лишь с небольшим дефицитом в 0,5 т/км2*год) . В дубравах же, где выветривание обеспечивает 12,5 т/км' элементов питания, создается даже положительный баланс (12,6 т/км2) . В тундре и пустыне, где химическое выветривание незначительно (2,3 и 0,4 т/км2*год), оно не покрывает убыли минеральных веществ с выходными потоками, а в лесостепи

— практически не играет роли в балансе органического вещества, который

остается положительным.

Помимо частичного выпадения органического вещества из внутриландшафтного биологического круговорота в виде ионов с водным стоком следует отметить еще два специфических типа латеральных потоков органического вещества: 1) механический перенос пыльцы, спор, семян, микроорганизмов ветром и водными потоками и 2) перенос (который можно назвать биогенно-механическим) вещества животными в виде собственной биомассы, экскрементов, а также семян растений, микроорганизмов. Особенно заметный, хотя и узко локальный эффект оказывает вынос на сушу органического вещества (в том числе десятки и сотни т/км2*год N, Р, К) рыбоядными птицами (залежи гуано, птичьи базары и др.).

Сопоставляя биотические и абиотические потоки вещества в ландшафтах, мы приходим к следующим выводам. По своим масштабам биотические потоки значительно превосходят абиотические. В абиотических потоках доминирует латеральная составляющая, относящаяся к внешним связям геосистем, в биотических — вертикальная составляющая, относящаяся к внутренним связям. Абиотические потоки разомкнуты; входные потоки нескомпенсированы с выходными, последние доминируют, что в целом придает абиотической миграции однонаправленный характер и ведет к потере вещества. Биотические потоки квазизамкнутые, они имеют характер круговоротов и способствуют удержанию вещества в ландшафте, выполняя в нем тем самым стабилизирующую функцию.