Круговор про т вещ е ств на Землі, що повторюються процеси перетворення і переміщення речовини в природі, що мають більш-менш виражений циклічний характер. Ці процеси мають певний поступальний рух, т. К. При так званих циклічних перетвореннях у природі не відбувається повного повторення циклів, завжди є ті чи інші зміни в кількості і складі які виникають речовин. Поняття До в. нерідко трактувалося метафізично, як рух по замкнутому колу, що в корені невірно.

Близько 5 млрд. Років тому відбулася диференціація речовини Землі, поділ його на ряд концентричних оболонок, або геосфер: атмосферу , гідросферу , земну кору , Гранітну, базальтову та інших. Оболонки, що відрізняються один від одного характерним хімічний склад, фізичними і термодинамічними властивостями. Ці оболонки в наступне геологічне час розвивалися в напрямку подальшого найбільш стійкого стану. Між усіма геосферами і всередині кожної окремої геосфери продовжувався обмін речовиною. Спочатку найбільш істотну роль грав винесення речовини у надрах Землі на поверхню в результаті процесів виплавлення легкоплавкого речовини Землі і дегазації.

Оскільки можна судити на підставі збережених геологічних свідчень, ця стадія обміну була ще дуже великої в архейскую еру (див. докембрій ). У той час мали місце інтенсивні коливальні рухи в земній корі, великі горотворні процеси, створивши повсюдно складчастість, а також енергійна вулканічна діяльність, результатом якої з'явилися потужні верстви базальтів. Широко розвинені були інтрузії і процеси гранитизации. Всі ці процеси здійснювалися в більш грандіозних масштабах, ніж в наступні геологічні періоди. В архейську еру на поверхні Землі виносилися речовини в значно більших кількостях і, можливо, з більш глибоких областей планети. Надалі обмін речовиною між глибокими областями і поверхнею Землі скоротився. В кінці докембрію відокремилися спокійніші області земної кори - платформи і області інтенсивної тектонічної і магматичної діяльності - геосинкліналі. З плином часу платформи росли, а геосинклінальні області звужувалися.

У наш час обмін речовиною між геосферами по вертикальному напрямку досить виразно може спостерігатися в межах 10-20 км від поверхні Землі і місцями - в 50-60 км. Не виключено рух речовини і з глибших зон Землі, проте цей процес в даний час вже не відіграє суттєвої ролі в загальному К. в. на землі. Безпосередньо безперервний До. спостерігається в атмосфері, гідросфері, верхню частину твердої літосфери і в біосфері . З часу появи біосфери (близько 3,5 млрд. Років тому) К. в. на Землі змінився. До фізико-хімічним перетворенням додалися біогенні процеси. Нарешті, величезної геологічної силою стала нині діяльність людини. Див. земля (Розділ Людина і Земля).

Т. о., До. на Землі в процесі розвитку нашої планети змінювався і в наш час 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 К. в. на Землі складається з багатьох різноманітних повторюваних в основних рисах процесів перетворення і переміщення речовини. Окремі циклічні процеси являють собою послідовний ряд змін речовини, що чергуються з тимчасовими станами рівноваги. Як тільки речовина вийшла з даної термодинамічної системи, з якої воно перебувало в рівновазі, відбувається його подальша зміна, поки воно не вернеться частково до первісного стану. Повного повернення до первісного стану ніколи не відбувається. Разом з тим завдяки цим повторюваним процесам на поверхні Землі забезпечується відома стабільність її рельєфу. Яскравою ілюстрацією цього може служити круговорот води в природі (рис. 1).

З поверхні океану випаровується щорічно величезна кількість води, але при цьому порушується її ізотопний склад: вона біднішає важким воднем в порівнянні з океанічної водою (в результаті фракціонування ізотопів водню при випаровуванні). Між поверхневим шаром води океану і масою води глибших його зон існує свій регулярний, сталий обмін. Між парами води і водою атмосфери і водойм 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 кристаллогидратной, сорбированной і багатьох ін. Форм зв'язується пухкими опадами земної кори, погребается разом з ними і надовго залишає основний цикл. Опади в процесі метаморфизации 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 пластових вод на поверхні Землі, або, нарешті, викидається з парами при вулканічній діяльності разом з деякою кількістю ювенільних вод і газів. Інша ж, основна маса води, витягаючи розчинні сполуки з порід літосфери, руйнуючи їх, стікає ріками назад в океан. В результаті цього процесу сольовий склад океану в геологічному часу змінюється. Хімічні елементи, що утворюють легкорозчинні сполуки, накопичуються в морській воді. Важкорозчинні сполуки 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.) Ріками зносяться в море. Щорічно в море скидається з континенту близько 5 · 108 т кальцію. У теплих морях вуглекислий кальцій інтенсивно споживається нижчими організмами - фораминиферами, коралами і ін. - на будівництво своїх скелетів. Після загибелі цих організмів їх скелети з вуглекислого кальцію утворюють опади на дні морів. Згодом відбувається їх метаморфизация, в результаті чого формується порода - вапняк. При регресії моря вапняк оголюється, виявляється на суші і починається процес його руйнування. Але склад знову утворюється вапняку іншій. Так, виявилося, що палеозойські вапняки більше багаті вуглекислим магнієм і супроводжуються доломітом, вапняки ж більше молоді - бідніше вуглекислим магнієм, а утворення шарів доломітів у сучасну епоху майже не відбувається. Нарешті, при злитті лави вапняки частково можуть бути нею асимільовані, т. Е. Ввійти у великий К. в.

Т. о., Окремі циклічні процеси, що складають загальний К. в. на Землі, ніколи не є повністю оборотними. Частина речовини в повторюваних процесах перетворення розсіюється і відволікається в приватні кругообіг або захоплюється тимчасовими равновесиями, а інша частина, яка повертається до попереднього стану, має вже нові ознаки.

Тривалість того пли іншого циклу можна умовно оцінити по тому часу, яке було б необхідно, щоб вся маса даної речовини могла обернутися один раз на Землі в тому чи іншому процесі (див. Табл. 1).

Табл. 1. - Час, достатнє для повного обороту речовини

речовина

Час (роки)

Вуглекислий газ атмосфери (через фотосинтез)

ок. 300

Кисень атмосфери (через фотосинтез)

ок. 2000

Вода океану (шляхом випаровування)

ок. 106

Азот атмосфери (шляхом окислення електричними розрядами, фотохімічним шляхом і біологічною фіксацією)

ок. 108

Речовина континентів (шляхом денудації - вивітрювання)

ок. 108

У К. в. беруть участь хімічні елементи і з'єднання, більш складні асоціації речовини і організми. Процеси зміни речовини можуть носити переважно характер механічного переміщення, фізико-хімічного перетворення, ще більш складного біологічного перетворення або носити змішаний характер. К. в., Як і окремі циклічні процеси на Землі, підтримуються притекающей до них енергією. Її основними джерелами є сонячна радіація, енергія положення (гравітаційна) і радиогенное тепло Землі, колись що мало виняткове значення в відбувалися на Землі процесах. Енергія, що виникла при хімічних і ін. Реакціях, має другорядне значення. Для окремих приватних кругообігів речовини можна оцінити витрачену енергію; наприклад, для щорічного випаровування мас води з поверхні океану витрачається близько 10,5 · 1023 дд (2,5 · 1023 кал), або 10% від всієї одержуваної Землею енергії Сонця.

Класифікація К. в. на Землі ще не розроблена. Можна говорити, наприклад, про кругообіг окремих хімічних елементів або про біологічний К. в. в біосфері; можна виділити круговорот газів атмосфери або води, твердих речовин в літосфері і, нарешті, К. в. в межах 2-3 суміжних геосфер. Вивченням К. в. займалися багато російські вчені. В. І. Вернадський виділив геохімічну групу так званих циклічних хімічних елементів; до них відносять практично всі широко розповсюджені й багато рідких хімічних елементів, наприклад вуглець, кисень, азот, фосфор, сірку, кальцій, хлор, мідь, залізо, йод. В. Р. Вільямс і багато ін. розглядали біологічні цикли азоту, вуглекислоти, фосфору та ін. в 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 в різноманітні й численні органічні сполуки рослин. Рослинні організми, особливо нижчі мікроорганізми, морський фітопланктон, завдяки винятковій швидкості розмноження продукують в рік близько 1,5 · 1011 т вуглецю вигляді органічної маси, що відповідає 5,86 · 1020 дд (1,4 · 1020 кал) енергії. Рослини частково поїдаються тваринами (при цьому утворюються більш-менш складні харчові ланцюги). В остаточному підсумку органічна речовина в результаті дихання організмів, розкладання їх трупів, процесів бродіння, гниття і горіння перетворюється на вуглекислий газ або відкладається у вигляді сапропелю, гумусу, торфу, які, в свою чергу, дають початок багатьом ін. Каустобиолитам - кам'яним вугіллям, нафти, пальним газам (рис. 2).

У процесах розпаду органічних речовин, їх мінералізації величезну роль грають бактерії (наприклад, гнильні), а також багато гриби (наприклад, плісняви).

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

Табл. 2. - Зміст вуглецю на поверхні Землі й у земній корі (16 км потужності)

У т

В г на 1 см2 поверхні Землі

тварини

5 × 109

0,0015

рослини

5 × 1011

0,1

атмосфера

6,4 × 1011

0,125

океан

3,8 × 1013

7,5

Масивні кристалічні породи: базальти і ін. Основні породи

1,7 × 1014

33,0

граніти, гранодіорити

2,9 × 1015

567

Вугілля, нафти і інші каустобіоліти

6,4 × 1015

663

кристалічні сланці

1 × 1016

2000

карбонати

1,3 × 1016

2500

всього

3,2 × 1016

5770

Багато водні організми поглинають вуглекислий кальцій, створюють свої скелети, а потім з них утворюються пласти вапняків. З атмосфери було вилучено й поховано в десятки тисяч разів більше вуглекислого газу, ніж в ній знаходиться в даний момент. Атмосфера поповнюється вуглекислим газом завдяки процесам розкладання органічної речовини, карбонатів і ін., А також, все в більшій мірі, в результаті індустріальної діяльності людини. Особливо потужним джерелом є вулкани, гази яких складаються головним чином з вуглекислого газу і водяної пари. Деяка частина вуглекислого газу і води, що викидаються вулканами, відроджується з осадових порід, зокрема вапняків, при контакті магми з ними і їх асиміляції магмою. У процесі кругообігу вуглецю відбувається кількаразове фракціонування його за ізотопним складом (12C-13C), особливо в магматогенном процесі (освіту CO2, алмазів, карбонатів), при біогенному освіту органічної речовини (вугілля, нафти, тканин організмів і ін.).

Джерелом азоту на Землі був вулканогенний NH3, окислений O2 (процес окислення азоту супроводжується порушенням його ізотопного складу - 14N-15N). Основна маса азоту на поверхні Землі перебуває у вигляді газу (N2) в атмосфері. Відомі два шляхи його залучення в біогенний круговорот (рис. 3): 1) процеси електричного (в тихому розряді) і фотохімічного окислення азоту повітря, що дають різні окисли азоту (NO2, NO '3 і ін.), Які розчиняються в дощовій воді і вносяться т. о. в ґрунти, воду океану; 2) біологічна фіксація N2 бульбочкових бактерій, вільними азотфиксаторами і ін. Мікроорганізмами (див. Азотфіксация ). Перший шлях дає близько 30 мг NO'3 на 1 м 2 поверхні Землі в рік, другий - близько 100 мг NO'3 на 1 м 2 в рік. Значення азоту в обміні речовин організмів загальновідомо. Він входить до складу білків і їх різноманітних похідних. Залишки організмів на поверхні Землі або поховані в товщі порід піддаються руйнуванню при участі численних мікроорганізмів. У цих процесах органічний азот піддається різним перетворенням. В результаті процесу денитрификации за участю бактерій утворюється елементарний азот, що вертається безпосередньо в атмосферу. Так, наприклад, спостерігаються підземні газові струмені, що складаються майже з чистого N2. Біогенний характер цих струменів доводиться відсутністю в їх складі аргону (40Ar), звичайного в атмосфері. При розкладанні білків утворюються також аміак і його похідні, що попадають потім у повітря й у воду океану. У біосфері в результаті нітрифікації - окислення аміаку та ін. Азотвмісних органічних сполук при участі бактерії Nitrosomonas і нітробактерій - утворюються різні оксиди азоту (N2O, NO, N2O3 і N2O5). Азотна кислота з металами дає солі. Калійна селітра утворюється на поверхні Землі в кисневій атмосфері в умовах жаркого і сухого клімату в місцях відкладень залишків водоростей. Скупчення селітри можна спостерігати в пустелях на дні ніш видування. В результаті діяльності денитрифицирующих 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 (рис. 4) велику роль грає жива речовина. Організми витягають фосфор з грунтів, водних розчинів. Фосфор входить до складу білків, нуклеїнових кислот, лецитинов, фітину і ін. Органічних сполук; особливо 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, в свою чергу, служать джерелами фосфору в біогенному циклі.

Кругообіг сірки також тісно пов'язаний з живою речовиною. Сірка у вигляді трехокиси (SO3), двоокису (SO2), сірководню (H2S) і головним чином елементарної сірки викидається вулканами. Крім того, в природі є у великій кількості різні сульфіди металів: заліза, свинцю, цинку та ін. Сульфідна сірка окислюється в біосфері при участі численних мікроорганізмів до сульфатної сірки (SO''4) грунтів і водойм. Сульфати поглинаються рослинами. В організмах сірка входить до складу амінокислот і білків, а у рослин, крім того, - до складу ефірних масел і т. Д. Процеси руйнування залишків організмів у грунтах і в мулі морів супроводжуються 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 різноманітні мікроорганізми, що створюють численні проміжні сполуки сірки. Відомі родовища сірки біогенного походження. Сірководень може знову утворити «вторинні» сульфіди, а сульфатна сірка - покладу гіпсу. У свою чергу, сульфіди і гіпс знову піддаються руйнуванню, і сірка відновляє свою міграцію. В цілому вся речовина літосфери інтенсивно піддається перетворенням, беручи участь в так званому малому і великому К. в. 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 в кристалічні сланці. Так, щорічно виноситься річками близько 2,7 · 109 т речовини. Цей К. в. на Землі називають малим (див. рис. 5).

У великому К. в. беруть участь Кристалічні сланці и ін. породи, что утворюються в процесі малого К. в. 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 знову винесені на поверхню Землі. Вивчення К. в. на Землі має не тільки пізнавальне значення, а й представляє глибокий практичний інтерес. Вплив людини на природні процеси стає усе значніше. Наслідки цього впливу стали порівнянні з результатами геологічних процесів: в біосфері виникають нові шляхи міграції речовин і енергії, з'являються багато тисяч хімічних сполук, колись їй не властивих. Створюються нові водні басейни; тим самим змінюється круговорот води. В руках людини концентруються величезні запаси металів, фосфатів, сірки, синтезуються колосальні кількості азотсодержащих речовин для добрива полів і т. Д. Змінюється звичайний хід геохімічних процесів. Глибоке вивчення всіх природних перетворень речовин на Землі - необхідна умова раціонального впливу людини на середовище його перебування й зміни природних умов у бажаному для нього напрямку (див. Охорона природи , природокористування ).

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

А. П. Виноградов.

Мал. 2. Схема кругообігу вуглецю. Зміст вуглецю дано в г / см2 поверхні Землі. Обмін вуглецю дано в g (1 · 10-6 г) на 1 см2 поверхні Землі в рік.

Мал. 3. Схема кругообігу азоту.

Мал. 4. Схема кругообігу фосфору.

Мал. 5. Схема малого круговороту речовин на Землі.

Мал. 1. Схема кругообігу води. Вміст води дано в кг / см2 в рік на поверхні Землі. Випаровування і випадання опадів дано в г / см2 на рік на поверхню океану або континенту відповідно.