Вопрос 2. Трансформация солнечной энергии в геосферах

По современным представлениям планеты Солнечной системы образовались из вещества гигантского газового или газопылевого облака попавшего в гравитационное поле Солнца (или выброшенного им). Около 5 млрд. лет назад сгущения газопылевого облака послужили центрами образования планет «путем вычерпывания роя частиц». В процессе превращения метеоритного вещества в планету происходило уплотнение, разогрев пород за счет радиоактивного распада, плавление магмы, формирование ядра и силикатной коры. В метеоритном веществе отношение FeO₂ к MgO равно 1,5, а в базальтах земной коры и в основных изверженных породах Луны оно достигает 6 и показывает, что эти небесные светила одного возраста и им по 4,7 млрд. лет.

В результате дифференциации магмы тяжелые фракции наращивают металлическое ядро, а наиболее легкие поднимаются к поверхности. Полагают, что этот процесс близок к завершению, т.к. ядерное вещество Земли уже сконцентрировалось в ее ядре, а вулканизм по сравнению с предшествующими геологическими эпохами заметно ослаб. Тем не менее и в наше время из недр Земли на ее поверхность выбрасывается более 6 млрд т эффузионного вещества в год, а за время существования планеты эта величина составляет массу, близкую к массе земной коры. В результате нагрева и последующего остывания вещества планеты в поле силы тяжести сформировались основные оболочки Земли: внутреннее твердое ядро, внешнее жидкое ядро, мантия, земная кора, гидросфера, атмосфера, которые отличаются химическим составом и качественным состоянием вещества.

Современная оболочка Земли имеет несколько источников вещества: первичное газопылевое облако, поступившее из глубин Земли, попавшее на поверхность Земли из космоса в составе астероидов, комет и метеоритов.

На протяжении геологической истории значение каждого из источников элементов менялось. Процессы трансформации вещества на поверхности Земли привели к образованию литосферы, атмосферы, гидросферы, а в конечном итоге биосферы.

Таблица 1.

Соотношение между массами живого вещества и геосфер Земли

Компонент	Масса, т
Земля Ядро Мантия Земная кора Гидросфера Атмосфера Живое вещество	6,0 . 1021 1,9 . 1021 4,0 . 1021 2,8 . 1019 1,5 . 1018 5,2 . 1015 2,0 . 1012

Преобразование поверхности Земли происходит в основном под действием солнечной энергии. По В.Г. Горшкову (1995), солнечная постоянная (I_с) – это количество лучистой энергии Солнца, поступающей в единицу времени на единицу площади поверхности, перпендикулярной к солнечным лучам и находящейся вне земной атмосферы на среднем расстоянии Земли от Солнца.

I_с = 1367 Вт/м².

Наблюдаемые изменения солнечной постоянной не превышают 0,1%.

Солнечная энергия, падающая на сечение Земли площадью pr_з², распределяется затем по всей поверхности Земли площадью 4pr_з² (т. е. по вчетверо большей площади) за счет вращения Земли и энергетических потоков в атмосфере и океане. Следовательно, средний поток солнечного излучения на единицу площади полной поверхности планеты (I) равен:

I = 0,25 х 1367 Вт/м² » 342 Вт/м².

Взаимодействуя с веществом атмосферы, гидросферы, литосферы Земли солнечная радиация может поглощаться, отражаться, рассеиваться или проходить практически без изменений.

Часть солнечной энергии отражается от поверхности планет, в результате чего планеты становятся видимыми на звездном небе. Эта отраженная часть солнечной энергии называется планетарным альбедо (А). Планетарное альбедо Земли составляет 30% от I На 83% эта величина определяется отражением атмосферы и лишь на 17% -поверхностью Земли.

В целом атмосфера достаточно прозрачна для спектра солнечного излучения, особенно в области видимого света и ближних областей ультрафиолетового и инфракрасного излучения. Основную роль в поглощении лучистой энергии Солнца в атмосфере играют кислород и озон, поглощающие жесткое ультрафиолетовое излучение, а также водяной пар, диоксид углерода, метан и другие газы, имеющие полосы поглощения в инфракрасной области. В целом атмосферой поглощается около 24% от среднего потока солнечной энергии, приходящейся на единицу полной поверхности планеты за пределами атмосферы (I).

Проходя через атмосферу, солнечная радиация частично поглощается (около 24% от I), отражается (около 25% от I), рассеивается (рассеянная радиация » 25% от I) или проходит практически без изменений (прямая радиация » 26% от I). Прямая и рассеянная солнечная радиация, направленная к поверхности Земли, обычно носит название суммарной радиации (I_s). Суммарная радиация (I_s), частично отражается (I_отр.), а частично поглощается земной поверхностью.

На рис. 1 (Глазачев С.Н., Косоножкин В.И., Каргаполов Н.В., 2006) показан один из вариантов оценки дальнейшей трансформации поступающей на Землю солнечной энергии, равной среднему потоку солнечного излучения, приходящегося на единицу площади поверхности планеты (I » 342 Дж/(сек х м²), принятому за 100%.

ПЕДОСФЕРА ГИДРОСФЕРА

		Q0 = 390 Вт/м2

Рис. 1. Распределение солнечной энергии на Земле

Стрелки на рисунке обозначают потоки свободной энергии, генерируемые солнечным излучением, а также потоки тепловой энергии (в правой части рисунка). Числа в овалах – доля потока энергии от I, принятого за 100%. Числа в прямоугольниках - абсолютное значение потока в Вт/м². I – средний поток солнечной энергии, приходящийся на единицу полной поверхности планеты за пределами атмосферы; A - планетарное альбедо, Q_e – тепловое излучение планеты в космос; Q₀ - тепловое излучение на поверхности планеты.

Соотношение потоков отраженной и падающей радиации зависит от величины отражающей способности поверхности (альбедо).

(I_отр/I_s) = а.

Значения альбедо для различных поверхностей суши широко варьируют (табл. 2.) в зависимости от состава растительности, почв, наличия снежного покрова и др.

Таблица 2.

Средние значения альбедо (а) для некоторых поверхностей суши

Поверхность	а, %	Поверхность	а, %
Полупустыни Чернозем сухой Чернозем влажный Песок желтый сухой Рожь и пшеница	10- 25	Устойчивый снежный покров Неустойчивый снежный покров Тундра Древесная растительность Степи	70 - 80 10 – 18

Таким образом, более 80% всего отраженного Землей солнечного излучения приходится на атмосферу. Альбедо (отражающая способность) атмосферы определяется главным образом наличием облаков и частиц пыли. Выброс огромного количества пылеватых частиц в атмосферу, который происходит при извержении вулканов, способен значительно снизить величину суммарной радиации, достигающей земной поверхности, и привести к глобальному понижению температуры. Расчеты выдающегося российского эколога Н.Н. Моисеева (1990) показали, что катастрофическое глобальное похолодание возможно и при массовом использовании ядерного оружия, которое помимо прочих негативных последствий приведет к поступлению гигантского количества пыли в атмосферу. Это гипотетический феномен получил название «ядерной зимы».

Средний поглощенный Землей (вместе с атмосферой) поток солнечного излучения на единицу площади земной поверхности составляет:

I_е = I х (1 – А) = 239 Вт/м².

Поток коротковолновой, солнечной энергии, поглощаемой Землей (I_е), приводит к разогреву земной поверхности, что вызывает тепловое излучение Земли обратно в космическое пространство (Q_e).

Поток излучения Q_e, который измеряется за пределами атмосферы со спутников Земли соответствует температуре t_e = –18 ^оС (табл. 3). Приземная температура t = + 15 ⁰С больше температуры излучения, покидающего верхние слои атмосферы. Поэтому излучение земной поверхности Q₀ больше Q_e. Это связано с тем, что парниковые газы атмосферы захватывают значительную часть излучения земной поверхности и направляют его обратно.

Абсолютная величина парникового эффекта составляет » 160 Вт/м². Большая часть определяется парами воды, а оставшаяся часть связана с газами СО₂, СН₄, N₂О и О₃. Так атмосфера, создающая парниковый эффект, представляет собой многослойное образование, прозрачное для солнечного излучения и малопрозрачное для теплового.

Без атмосферы при нулевом альбедо (колонка А = р = 0 в табл. 3) температура планеты (t_R – орбитальная температура планет) определяется солнечной постоянной. Для Земли t_R = + 5 ^оС. Наличие альбедо Земли (колонка А > 0) понижает температуру на 23 ^оС (до минус 18 ^оС), а парниковый эффект (колонка A > 0, р > 0 ) повышает температуру на 33 ^оС (до + 15 ^оС). На Венере эти изменения достигают сотен градусов (табл. 3).

Таблица 3.

Энергетические и термические планетарные характеристики

(Горшков В.Г., 1995)

Планеты	Ic , Вт/м2	При A = р = 0	При А > 0	При A > 0, р > 0
I,Вт/м2	tR оC	A	Qe, Вт/м2	Te оC	р	Q0, Вт/м2	t, 0C
Марс			– 48	0,15		– 56	0,07		– 53
Земля			+ 5	0,30		– 18	0,4		+ 15
Венера			+ 58	0,75		– 41	0,99		+ 460

р – планетарный нормированный парниковый эффект.

Таким образом, приземная температура планеты, содержащей атмосферу, не определяется ее орбитальным положением.

Вопрос 3 Балансовые уравнения в экосфере

Анализ балансовых уравнений геосистем является одним из главных средств их познания. Основное назначение балансового метода – изучение и количественная характеристика динамических явлений, связанных с перемещением вещества и энергии внутри геосистем и между ними в процессе их функционирования. Основными балансами, описывающими процессы функционирования геосистем, являются энергетический, водный и биогеохимический.

Энергетический баланс.Важнейший энергетический источник функционирования геосистем – лучистая энергия солнца. Доля участия других потоков энергии, связанных с излучением небесных тел, тектоническими процессами, вулканической деятельностью и т. д., весьма небольшая. Обеспеченность солнечной радиацией, ее способность превращаться в тепловую, химическую или механическую энергию определяет интенсивность функционирования геосистем. Все вертикальные и горизонтальные связи в геосистемах прямо или косвенно связаны с трансформацией солнечной энергии. Она обуславливает пространственную и временную упорядоченность метаболизма в геосистемах, цикличность их функционирования.

Радиационный баланс (R) геосистем описывается уравнением:

R = (I + i)(1-А)– (Ез – σЕа), где I – прямая и i – рассеянная солнечная радиация; А – альбедо поверхности; Ез – собственное излучение поверхности; Еа – встречное излучение атмосферы; σ – относительный коэффициент поглощения длинноволновой радиации земной поверхностью.

Радиационный баланс и его составляющие являются важнейшими геоэкологическими характеристиками геосистем, позволяющими исследовать процессы их функционирования. Положительные или отрицательные величины радиационного баланса компенсируются несколькими потоками тепла. В результате перемещения этих потоков тепла в геосистемах происходит цикличное изменение температуры воздуха и почвы. Величина и интенсивность теплообмена зависят от влажности воздуха и почвы, литологического состава грунтов, растительного покрова и других факторов. Значительное количество радиационного баланса затрачивается на физическое испарение и транспирацию, т. е. суммарное испарение. Алгебраическая сумма рассмотренных выше тепловых потоков, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее, составляет тепловой баланс геосистем и описывается выражением: R + Р + В + LЕ = 0, где R – радиационный баланс; Р – турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; В – поток тепла между земной поверхностью и нижележащими слоями почвы; LЕ – поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды, испарением и конденсацией.

Другие составляющие теплового баланса, не включенные в уравнение, такие как потоки тепла от диссипации энергии ветра, поток тепла переносимый ветром, расход энергии на таяние льда или снега, физическое разрушение горных пород, фотосинтез и т. п., значительно меньше основных членов баланса и обычно их не принимают во внимание при его анализе. Тем не менее, эти потоки играют существенную роль в функционировании геосистем, и более полное уравнение теплового баланса имеет вид: R = L (E + T – C) ± Р ± В ± F ± A, где E – физическое испарение; C – конденсация водяных паров; L – скрытая теплота парообразования; F – затраты тепла на фотосинтез; A – различные адвекции тепла.

Предложенная схема транспортировки лучистой энергии солнца в геосистемах охватывает почти все возможные ее потоки. Однако для разных геосистем она будет различаться в соответствии с их функционированием в конкретном состоянии.

Водный баланс. Влагооборот в геосистемах включает в себя обмен водными потоками между их компонентами и элементами. В процессе превращения, перемещения и изменения водных потоков в них образуются растворы, коллоиды, осуществляется транспортировка и аккумуляция химических элементов, происходят биогеохимические реакции. Интенсивность влагооборота и его структура индивидуальны для различных геосистем и зависят от энергообеспеченности, климатических условий, характера литогенной основы, почв, растительности и других факторов.

Процесс влагооборота в геосистемах может быть описан уравнением водного баланса, отражающим соотношение между его составляющими, то есть статьями прихода и расхода воды. Основной приходной статьей водного баланса является сумма осадков, проступающих в геосистемы из атмосферы (Θос). Часть этих осадков перехватывается растительным покровом (Θрп), остальные в основном поступают на поверхность почвы (Θп) и расходуются на поверхностный сток (Θпов.с), инфильтрацию в почве (Θин) и подземный сток (Θподз.с). К расходным статьям водного баланса геосистем также относятся затраты тепла на физическое испарение с поверхности почвы и растений (Θфи) и транспирацию (Θтр). Кроме того, заметную роль в водном балансе геосистем могут играть различные горизонтальные адвекции влаги (Θад). Таким образом, если начальное количество влаги в геосистеме принять за Θн, а конечное за Θк, то уравнение ее водного баланса примет вид: Θк – Θн = Θрп + Θп – Θпов.с – Θин – Θподз.с – Θфи – Θтр – Θад или ∆Θг = Θос – Θсс – Θси + Θад, где ∆Θг = Θк – Θн; Θос = Θрп + Θп; Θсс = Θпов.с + Θподз.с + Θин; Θсс – суммарный сток; Θси – суммарное испарение; ∆Θг – водно-балансовый индекс геосистемы.

Если за многолетний период водно-балансовый индекс больше нуля, в геосистеме наблюдается прогрессирующее увлажнение; если меньше – иссушение. Нулевое значение ∆Θг соответствует динамическому равновесию водных потоков в геосистеме.

При рассмотрении основных составляющих водного баланса геосистем не было учтено количество воды, расходуемое на фотосинтез и некоторые другие процессы, так как ее количество, как правило, меньше точности определения всех остальных составляющих водного баланса. Однако, ее роль в функционировании геосистем, формировании их геоэкологического потенциала весьма значительна.

Биогеохимический баланс. Специфическим выражением сущности геосистем, позволяющим определить внутренние причины, основу их динамики и развития, выявить значение в формировании геосистем внешних условий, являются процессы образования и разрушения органического вещества, протекающие в рамках биогеохимического цикла их функционирования.

Под биогеохимическим круговоротом понимается вся совокупность процессов обмена веществом между биотическими и абиотическими компонентами геосистем. Основные потоки движения органического вещества в процессе биогеохимического круговорота в геосистемах можно представить в виде балансового уравнения за какой-либо отрезок времени: ∆F = Fнф – Fкф = Fос – Fтр + Fп + Fс + Fж ± F в ± Fа, где Fнф и Fкф – соответственно начальное и конечное количество органического вещества, образовавшееся в геосистеме в результате фотосинтеза; ∆F – коэффициент эффективности биогеохимического цикла геосистемы; Fос – поступление химических элементов с осадками; Fтр – вынос химических элементов с транспирацией; Fп – переход химических элементов из отпада и опада в почву и поступление элементов питания в растения; Fс – вынос или поступление органического вещества с поверхностным, внутрипочвенным и подземным стоком; Fж – потребление химических элементов животными при поедании растений или поступление химических элементов в почву с трупами животных или их экскрементами и другими выделениями; Fв – вынос или поступление органического вещества с воздушными массами; Fа – антропогенное внесение или изъятие органического вещества.

Глобальный круговорот вещества состоит из запасов (резервуаров) и потоков. Как правило, суммарная величина запасов значительно больше, чем потоков, что обеспечивает устойчивость круговорота. Одна из важных количественных характеристик – среднее время оборота вещества, вычисляемое как отношение запаса к потоку. Оно может определяться также для любой ветви круговорота. Из отдельных химических элементов важнейшими геоэкологическими характеристиками географической среды являются глобальные биогеохимические циклы углерода, азота, фосфора и серы.

При сравнении геосистем по отдельным показателям функционирования обращает на себя внимание их определенное соответствие друг другу. Анализ системы балансовых уравнений дает возможность изучить взаимосвязи и взаимообусловленность их составляющих, выразить эти зависимости в виде уравнений связи двух и более элементов балансов, исследовать процессы их взаимодействия и роль в формировании геоэкологического потенциала геосистем. Он также позволяет выявить наиболее существенные факторы, определяющие условия жизнедеятельности человека, дает возможность количественно оценить их роль и степень участия в формировании среды его обитания.

Следует отметить, что отличительная особенность вещественно-энергетических круговоротов и балансов географической среды – высокая степень их замкнутости и сбалансированности, в то время как деятельность человека ведет к разомкнутости и, следовательно, к неустойчивости геосистем. Нарушения замкнутости как локальных геосистем, так и глобальных циклов приводят к серьезным геоэкологическим проблемам.

Вопрос 4. Роль биоты в функционировании экосферы.

Биота – исторически сложившаяся совокупность живых организмов, объединенных общей областью распространения. Живые организмы играют огромную, определяющую, роль в формировании и функционировании геосистем. Именно они превратили Землю в планету, резко отличающуюся от других. Биота обеспечивает стабильность окружающей среды, поддерживая оптимальные условия ее существования.

Функционирование биоты основано на физико-химических и молекулярно-биологических закономерностях. Один из самых важных природных процессов в географической среде – фотосинтез. При образовании органического вещества в процессе фотосинтеза растения, в дополнение к углероду, водороду и кислороду, превращают в органическое вещество азот и серу. Фотосинтезированное органическое вещество – это важнейший возобновимый ресурс географической среды, основа всей жизни и мощный регулятор глобальных биогеохимических циклов.

Для фотосинтеза используется менее одного процента поступающей к поверхности Земли солнечной радиации. В то же время, по абсолютной величине суммарная энергия, затрачиваемая на фотосинтез, значительна. Она на порядок превышает количество энергии, потребляемой человеческим обществом.

Наряду с синтезом органического вещества в природе, происходит и его разложение, или деструкция, то есть распад органических структур на составные части, включая питательные (биогенные) вещества, с выделением энергии. В этом процессе биота играет определяющую роль. На глобальном уровне, главным образом вследствие деятельности биоты, устанавливается с очень высокой степенью точности баланс между продукцией и деструкцией органического вещества. Тем самым обеспечивается устойчивость цикла углерода, важнейшего биогеохимического цикла. Кроме того, биота осуществляет эффективное управление потоками и концентрацией биогенных элементов, определяя тем самым устойчивость соответствующих глобальных биогеохимических циклов.

В процессе фотосинтеза также образуется кислород. Именно благодаря деятельности биоты атмосфера Земли имеет значительное содержание кислорода. Одним из фундаментальных последствий формирования кислородной атмосферы было образование озонового слоя, отсекающего наиболее губительную для живых организмов часть ультрафиолетовой солнечной радиации, что позволило биоте в процессе ее эволюции выйти из океана на сушу. Важнейшую роль биота играет в выветривании горных пород и образовании почв: микроорганизмы обеспечивают эффективное формирование большей части мелкодисперсной фракции почв, играющей определяющую роль в плодородии почвы. Это далеко не полный перечень важнейших глобальных процессов, в которых биота играет определяющую или важную роль.

Экосфера способна сама поддерживать стабильные условия окру­жающей среды, благоприятные для жизни в целом и для жизни человека в частности. Самым важным становится вопрос о том, каковы же пределы устойчивости биосферы Земли? Среди ряда подходов к ответу на этот вопрос можно отметить теорию биологической регуляции состояния экосферы.

Живые организмы играют огромную, определяющую роль в формировании и функционировании экосферы. Именно они превра­тили Землю в планету, резко отличающуюся от других. Биота обеспечи­вает стабильность экосферы, поддерживая оптимальные условия ее су­ществования и гася возмущения. Один из самых важных, а может быть, и наиважнейший природный процесс в экосфере — фотосинтез, т.е. процесс образования растительнос­тью органического вещества из углекислого газа атмосферы и воды с ис­пользованием солнечной энергии. Фотосинтезированное органиче­ское вещество является важнейшим возобновимым ресурсом экосферы, основой всей жизни и мощным регулятором глобальных биогеохимических циклов.

Стоит отметить, что абсолютная величина суммарной энергии, затрачи­ваемой на фотосинтез, на порядок превышает количе­ство энергии, потребляемой человеческим обществом.

Наряду с синтезом органического вещества в природе, происходит и его разложение, или деструкция, т.е. распад органических структур на составные части, включая питательные (биогенные) вещества, с выде­лением энергии. Нa глобальном уровне, вследствие главным образом деятельности био­ты, устанавливается с очень высокой степенью точности баланс между продукцией и деструкцией органического вещества. Тем самым обеспе­чивается устойчивость цикла углерода, этого важнейшего биогеохимического цикла. Биота осуществляет также весьма эффективное управление пото­ками и концентрацией биогенных элементов, определяя тем самым ус­тойчивость соответствующих глобальных биогеохимических циклов.

Очень важно, что в процессе фотосинтеза образуется также и кислород. Именно благодаря деятельности биоты атмосфера Земли имеет значительное содержание кислорода. Одним из фундаментальных по­следствий формирования кислородной атмосферы было образование озонового слоя, отсекающего наиболее жесткую, губительную для жи­вых организмов часть ультрафиолетовой солнечной радиации, что по­зволило биоте в процессе ее эволюции выйти из океана на сушу.

Передача энергии в пределах экологической пирамиды от первич­ной биологической продукции к более высоким уровням сопровожда­ется значительными потерями энергии. Отношение биомассы организ­мов к количеству потребляемого ими органического вещества обычно не превышает 10-20%. При перемещении к более высоким трофичес­ким уровням это приводит к быстрому сокращению биомассы и потреб­ляемой ею энергии. В природных экосистемах с одного трофического уровня экологической пирамиды переходит на другой, более высокий ее уровень в среднем не более 10% энергии (и вещества в энергетиче­ском выражении).

В. Г. Горшковым было установлено, что в пределах биосферы биота сохраняет способность контролировать условия окружающей среды, если человек в процессе своей деятельности использует не более 1% чистой первичной продукции биоты. Остальная часть продукции дол­жна распределяться между видами, выполняющими функции стабилизации окружающей среды. Следовательно, с точки зрения человечества, биота представляет собой механизм, обеспечивающий человека пита­нием (энергией) с коэффициентом полезного действия 1%, а 99% идет на поддержание устойчивости окружающей среды.

Человеческое общество в процессе своей эволюции оказывало все увеличивающееся давление на окружающую среду. Человек как биологический вид находится на верх­нем уровне экологической пирамиды. Это означает, что в соответствии со сложившимися в природе соотношениями он может потреблять не более нескольких процентов от производимого в процессе фотосинтеза органического вещества. На самом деле он потребляет или разрушает около 40% органического вещества, производимого растительностью суши, что является важнейшим индикатором глобального экологичес­кого кризиса.

Ясно, что потребление первичной биологической продукции чело­веком превосходит все мыслимые пределы уже сейчас. При дальнейшем росте населения мира его потребности можно будет удовлетворять толь­ко за счет потребностей других живых организмов, а это неизбежно, рано или поздно, приведет к катастрофической деградации биосферы и, сле­довательно, и экосферы в целом. В проблемах деградации биосферы есть два наиболее серьезных аспекта: во-первых, чрезмерное, не соответствующее установленному природой уровню ан­тропогенное поглощение и разрушение возобновимых биологических ресурсов и, во-вторых, снижение роли биосферы в стабилизации состо­яния экосферы. Обе проблемы чрезвычайно серьезны, но, вероятно, вто­рая проблема более важна, потому что она затрагивает основные, глу­бинные, системные процессы функционирования экосферы. Можно считать, что величина антропогенной доли поглощения и разрушения первичной биологической продукции суши — важнейший геоэкологи­ческий индекс чрезвычайно неблагоприятного, кризисного состояния экосферы.

ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ ИНФОРМАЦИЯ