Організмів у масообміні газу

 

Склад сучасної газової оболонки Землі є наслідком тривалого процесу, у якому провідне значення мала геохімічна діяльність біоти.

Маса атмосфери становить ~ 5,2 ∙ Основна частина газової речовини (~80%), знаходиться в тропосфері: верхня границя, якої - 17 км на екваторі та 8-10 км на полюсах. Верхня її частина - тропопауза - позначає тенденцію руху до зони значного зниження температури і відсутності водяної пари. Вся тропосфера є областю активної взаємодії з океаном і сушею. У ній зосереджена основна маса водяної пари і дрібних твердих часток, що переносяться повітряними масами.

 

Таблиця 2. Хімічний склад атмосфери (Войткевич, 1986)

 

Компоненти	Вміст, % об.	Маса, т
Сухе повітря		5,12∙
N2	78.8	3.87∙
O2	20.95	1.18
Ar	0.93	6.59
CO2	0.032	2.45∙
Ne	1.82∙	6.48∙10
He	5.24∙	3.71
Kr	1.14∙	1.69∙10
Xe	8.7∙	2.02
CH4	1.5∙	4.3
H2	5∙	0.18
N2О	3∙	2.3
CO	1.2∙	0.59
NH3	1∙	0.03
NО2	1∙	0.081
H2S	2∙	0.0012

 

Вище, протягом стратосфери і мезосфери складно змінюються термодинамічні умови. На висоті 25-30 км під дією Сонця відбувається фотодисоціація молекул О₂ з утворенням О₃. Концентрація речовини О₃ настільки мала, що якби вона перебувала за нормальних умов, то товщина шару була б меншою за 1 см. Проте тут поглинається 97% сонячного ультрафіолетового випромінювання. Інакше існування життя на Землі було б неможливим.

На висоті 80-800 км. розташована іоносфера найбільше розріджена та іонізована газова область. Верхня її частина – екзосфера - сягає висоти до 1800 км. З цієї зони відбувається дисипація - втрата Землею H₂ і He.

Склад газової оболонки Землі, як і склад Океану значною мірою обумовлений діяльністю живих організмів і підтримується системою біогеохімічних циклів.

У складі первинної атмосфери були присутні: Н₂О_пара, СО₂, N₂, H₂, H₂S, CO, CH₄, HF, HCl. Переважав азот. Гази землі, що надходили з надр (за винятком інертних), були представлені, як і сучасні вулканічні еманації, відновленими або недоокисненими сполуками. В атмосфері протікає фотодисоціація H₂O і безперервна втрата головного відновника - H₂, що спричиняло прогресуюче нагромадження окисників. З’явилися важливі наслідки:

· поступово утворився озоновий екран;

· виник процес окиснення відновлених газів, що безперервно надходять з мантії, окисниками фотохімічного походження, які постійно відтворювалися в процесах дисоціації водню. Окиснені речовини розчинялися в атмосферній водяній волозі і вимивалися з атмосфери дощами. Процес мав циклічну природу.

Біохімічні процеси на самому початку були, очевидно, пов'язані з діяльністю хемолітотрофів, які окиснювали відновлені гази і за рахунок енергії реакції синтезували органічну речовину. Але кисень при цьому не виділявся. Хемолітотрофи, що включилися в механізм взаємодії окисників з газами, що надходили із земних надр - це становлення першого етапу геохімічної діяльності живої речовини. Міграційні процеси газів стають біогенно-абіогенними.

Наступний етап пов'язаний з поширенням ціаней, які для нагромадження органічної речовини почали використовувати фотосинтез. Ознаки діяльності ціаней знаходять у найдавніших геологічних утвореннях (3,8 млрд. років). Дослідники особливо відзначають, що тогочасні життєві процеси протікали у водному середовищі і за наявності вільного О₂, але можливо, що його присутність не була повсюдною, а лише на окремих ділянках. При фотосинтезі як метаболіт виділяється О₂. Однак цей прадавній кисень швидко зв'язувався в оксиди феруму і сульфати, тому вміст О₂ у водах океану та атмосфері довго не збільшувався. Лише після окиснення всього Fе²⁺ і утворення залізистих кварцитів, почалося нагромадження кисню в атмосфері. Весь кисень, що виділився в результаті фотосинтезу, розподілився:

в кварцити → 56%;

в сульфати → 39%;

вільний в атмосфері і океані → 5%.

Вміст О₂ в атмосфері почав збільшуватися приблизно 2млрд. років тому коли, закінчилося окиснення феруму (ІІ) в океані і почалося його окиснення на суші.

Біогеохімічною особливістю системи став перехід від ціанобактеріальних до альгобактеріальних спільнот (1,4млрд. років).

Розподіл живої речовини і нерозкладених органічних залишків на поверхні суші має біокліматичну зональність.

Найбільша фітомаса характерна для тропічних лісів, найбільша кількість мертвих органічних речовин, що не розклалися, у зоні бореальних хвойних лісів.

У воді морів і океанів розчинено 4.32∙ газів. Між тропосферою і поверхневим шаром води існує рухлива рівновага, що залежить від температури і солоності. Холодні води краще розчиняють у собі гази, а теплі - навпаки, краще їх віддають. У прісних водах гази розчиняються краще, ніж у солоних. Один літр океанічної води містить (см³): N₂ -13; O₂ - 2 8; Ar - 0.32 і CO₂ - 50. Така значна кількість CO₂ пов'язана з утворенням H₂CO₃ та HCO₃^-.

Унаслідок, між гідросферою і літосферою відбувається циклічний обмін, в такому глобальному процесі приймає участь вода, її випаровування та конденсація вводять в атмосферний кругообіг 520 тис. км³ води

Значення цього глобального процесу: завдяки йому регулюється тепловий режим планети, зберігаються умови існування життя. Разом з тим природна вода не тільки хімічна сполука, що має певні фізичні властивості, але одночасно активний фактор атмосферної міграції хімічних елементів.

Рух величезних мас води в системах:

· суша – атмосфера - суша;

· океан – атмосфера - океан;

· океан – атмосфера – суша - океан;

має дуже важливе, значення для геохімії біосфери.

Парниковий ефект

 

Парниковий ефект визначається зміною газового складу атмосфери. Екранується теплове випромінювання землі в ІЧ- області спектру і відбувається поступове підвищення температури повітря, що призведе до глобальної зміни клімату. Головну роль відіграють CO₂ і H₂O_пара, а також CH₄, O₃, фреони. Переважну частину відбитої енергії поглинає водяна пара, за виключенням випромінювання в діапазоні 8 – 18 мкм, в якому поглинають СО₂ (12 – 18 мкм), СН₄, NO.

Основним постачальником головних парникових газів CO₂ і CH₄ є бореальний пояс Світової суші, що пов'язане з мікробіологічними процесами в ґрунті. Вирубка лісів, наступне заболочування ґрунтів, підсилює анаеробні процеси, це призводить до зростання емісії парникових газів (грибна і бактеріальна мікрофлора продукують CO₂ в осінньо-зимовий час; анаероби продукують CH₄ під кінець зими - навесні).

У глобальному процесі створення органічної речовини водорості поступово витіснили ціаней. Наприкінці протерозою (670-570 млн. років тому) склалася система з продуцентів-фотосинтетиків і консументів-тварин, яка створила умови для карбон-оксигенового біогеологічного циклу.

Формування хімічного складу атмосфери відбувалося шляхом диференціації хімічних елементів, виділених надрами Землі у вигляді відновлених газів. Система, що забезпечує таку диференціацію, споконвічно біогенна і виявляє циклічний характер, є головною і характерною властивістю середовища розвитку найдавніших організмів, які зайняли певне місце в цій системі. Отже, циклічна міграція газів почала контролюватися життєдіяльністю організмів, що впливало на склад атмосфери, океану, гірських порід суші. В свою чергу зміни еколого-геохімічних умов середовища перебування впливали на розвиток організмів і удосконалювання структури біогеохімічних циклів. У глобальній системі еукаріот домінуючим стає карбон-оксигеновий цикл. Головною ланкою цього циклу є вища наземна рослинність разом із ґрунтом. Для нормального стану навколишнього середовища щонайважливіше значення мають біогеохімічні процеси, які регулюють вміст CO₂ та O₂ в атмосфері. Вільний O₂ – необхідна умова існування головних форм життя, СО₂ – вихідна сировина для фотосинтезу, від вмісту оксиду карбону (ІV) залежать термічні і кліматичні умови поверхні землі. Сучасна рослинність Світової суші для синтезу річної продукції захоплює з атмосфери 220∙ т/рік СО₂, зв'язує 60∙ т/рік карбону і виділяє в атмосферу 160 т/рік оксигену.

Надходження О₂ в атмосферу визначається співвідношенням синтезованої і розкладеної органічної речовини. Обов'язкова умова збільшення концентрації О₂ в атмосфері: продукція фотосинтезу переважає над масою органічної речовини, що розкладається.

Така умова легше забезпечується на суші завдяки достатній кількості елементів мінерального живлення рослин. Іншою є ситуація в океані, де через дефіцит елементів живлення продукти відмирання фотосинтетиків не випускаються з біологічного круговороту, а захоплюються новими групами консументів.

Термін відновлення усієї фітомаси суші -15 років, а океану – 1 місяць. В межах Світової суші в наш час акумульовано 0,7 т сухої речовини рослинних залишків, що не розклалися, (торф, лісова підстилка), а також 2,4 тонн ґрунтового гумусу.