Геохимической деятельности живых организмов

Состав атмосферы как результат

Масса атмосферы составляет около 5,13 петатонн [пета (П) – 10¹⁵т] (5,13*10²¹г). По составу, температурному режиму, электрическим характеристикам атмосфера в вертикальном направлении может быть разделена на ряд слоев. Основная часть газового вещества (80 %) находится в тропосфере, которая простирается от поверхности Земли до высоты около 17 км на экваторе и до 7–9 км на полюсе. В тропосфере сосредоточена основная масса паров воды и мелких твердых частиц, которые переносятся воздушными массами, т.е. тропосфера является областью активного взаимодействия атмосферы с океаном и сушей. В этой области также происходят играющие важную роль в биосфере фотохимические реакции. Тропосфера характеризуется уменьшением температуры с высотой (около 6 К/км) и заканчивается тропопаузой, которая намечает область сильно пониженной температуры и отсутствия скопления паров воды.

Выше тропопаузы расположена стратосфера, где температура возрастает приблизительно от до 0^о С в стратопаузе (на высоте 50 км от поверхности Земли). Далее следует мезосфера, где температура уменьшается с высотой, достигая 170–180 К на высоте около 85 км (мезопауза). Для стратосферы и мезосферы характерно нарастание разреженности газов. На высоте 20–30 км под воздействием солнечной радиации происходит фотодиссоциация молекул кислорода и образование озона. Весьма разреженный озоновый слой (при обычных для поверхности Земли условиях, под давлением 1 атм, мощность озонового слоя не превысила бы 1 см) поглощает около 97 % энергии ультрафиолетовой части спектра солнечной радиации. Озоновый экран предохраняет все живое на земной суше от губительного действия жесткого ультрафиолетового излучения.

Эти три слоя – тропосфера, стратосфера и мезосфера – характеризуются неизменным газовым составом и носят общее название гомосферы.

Начиная с 85 км, температура атмосферы вновь возрастает вследствие поглощения ультрафиолетового излучения Солнца. Средний градиент температуры равен 20 К/км до высоты 150 км, а далее рост постепенно замедляется и заканчивается на высоте 300 км. Эта область атмосферы называется термосферой и заканчивается термопаузой, которая находится днем на высоте 350–400 км, а ночью опускается до высоты 200–250 км. Термосфера и лежащий над ней обширный слой метасферы объединяются под общим названием – гетеросфера. Вследствие этого разделения на высоте около 750 км преобладает атомарный кислород, а на высоте 1500 км – гелий.

Разделение газов заканчивается на высоте нескольких тысяч километров переходом к водородному составу атмосферы. Область, где столкновения между молекулами не мешают их вылету за пределы земной атмосферы, получила название экзосферы – наружной части газовой оболочки Земли. Экзосфера лежит на высоте выше 700 км, простирается примерно до 1800 км и характеризуется непрерывной диссипацией наиболее легких атомов – водорода и гелия.

Наблюдения за распространением радиоволн показали, что газы, образующие атмосферу, ионизированы. Область наибольшей ионизации сильно разреженного газа располагается на высоте от 85 до 800 км от поверхности Земли и называется ионосферой. Ионизация верхней атмосферы в значительной мере определяется влиянием Солнца. Степень ионизации изменяется со временем суток, с сезоном и фазой цикла солнечной активности. Сильное влияние на ионизацию оказывает также бомбардировка атмосферы частицами солнечного происхождения, вызывающими магнитные бури и полярные сияния.

Строение и химический состав современной газовой оболочки Земли является итогом длительного процесса взаимодействия живых организмов с окружающей средой. Газовое вещество современной атмосферы состоит на 99,8 % из атомов азота и кислорода. Другие компоненты содержатся в малых количествах и представлены в основном парами воды, инертными газами, а также соединениями, попадающими в атмосферу в результате биологических процессов и фотохимических реакций (табл. 6.1).

При анализе состава атмосферы обращают на себя внимание инертные газы, особенно аргон и гелий, так как содержание первого относительно велико, а количество второго должна бы быть, согласно расчетам, в 1000 раз больше. Геохимия этих газов тесно связана с историей атмосферы. В облаках космического пространства, аналогичным тем из которых произошла солнечная система, содержится в основном аргон 36 с отношением ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 10^-4. В современной земной атмосфере это отношение равно 295,5. Получается явная нестыковка. Для объяснения этого факта Вейзеккер предположил, что большая часть аргона – 40 образовалась из калия-40. Этим он объяснил высокое содержание аргона (0,93 %) в современной атмосфере. В вулканических породах, содержащих мантийное вещество, в алмазах (М. Озима) показано, что соотношение изотопов аргона достигает 5000. Отсюда следует вывод, что основная масса аргона выделилась из Земли, причем за очень короткий период 500 млн. лет от момента образования планеты. Выделение газа может происходить из породы в состоянии близкого к расплавленному. Предполагается, что в это время выделилось 80% аргона от современного содержания, остальные 20% в последующие миллиарды лет. Считается, что такого же (мантийного) происхождения вода гидросферы и азот атмосферы.

Таблица 6.1

Гелий образуется в результате распада радиоактивных элементов (альфа-частицы). Малое содержание его в атмосфере обусловлено тем, что он покидают Землю и улетучивается в космос. Содержание других инертные газов соответствует тем количествам, в каких они были выделены из мантии на протяжении всего времени существования Земли.

Ученые полагают, что газовая оболочка возникла за очень короткий отрезок времени, который примерно совпадает со временем образования Земли. Быстрому образованию атмосферы способствовало бурное выделение газов при столкновениях метеоритных тел с Землей. Есть модели рассматривающие столкновение Земли с другой планетой, в результате которого Земля расплавилась, а другая планета рассыпалась в пыль. В последующем из этой смеси материала двух планет образовалась Луна.

В составе первичной атмосферы, по-видимому, преобладал азот. Помимо инертных газов в атмосферу из недр Земли поступали восстановленные или недоокисленные соединения, аналогичные современным вулканическим эманациям. Присутствовали также пары воды, CO₂, N₂, H₂, H₂S, CO, CH₄, HF, HCl. Концентрация CO₂ была недостаточна для возникновения «парникового эффекта», и это предохраняло воды древнего океана от испарения.

Молекулы воды, присутствующие в атмосфере, диссоциируют под действием солнечной радиации. За счет диссипации водород – главный восстановитель – непрерывно удалялся из древней атмосферы, одновременно накапливались окислители. Это привело к двум важным последствиям. Во-первых, постепенно образовывался экран, защищающий земную поверхность от жесткой части спектра ультрафиолетовой радиации. Во-вторых, постоянное возобновление в процессе диссипации фотохимических окислителей положило начало процессу окисления восстановленных газов, которые непрерывно поступали из мантии. В конденсирующейся атмосферной влаге окисленные соединения растворялись и далее вымывались из атмосферы дождями. Этот процесс имел циклический характер и обозначил направленность будущих биогеохимических циклов.

Наиболее древние биогеохимические процессы связаны с жизнедеятельностью хемолитотрофных бактерий. Аналогом форм древней жизни микробиологи считают термофильные литотрофные бактерии, которые существуют в горячих источниках с температурой близкой к 100^оС. В ходе исследований наземных и подводных гидротерм на дне океана были открыты сообщества термохемолитотрофных бактерий, для которых субстратом служат вулканические газы. Обнаруженные микроорганизмы окисляли восстановленные газообразные соединения и за счет энергии этих реакций синтезировали органическое вещество (без продуцирования кислорода). Сообщества древних хемолитотрофных микроорганизмов и положили начало первому этапу геохимической деятельности живого вещества. Таким образом, глобальная система миграции (выделение газов из Земли в атмосферу, их окисление и последующее вымывание из атмосферы) пополнилась живой компонентой, что усложнило систему и превратило ее из абиогенной в биогенно-абиогенную.

Начало второго этапа геохимической деятельности живого вещества соответствует становлению цианобактериальной системы. Для синтеза органического вещества цианобактерии (сине-зеленые водоросли) используют солнечную энергию, а не энергию окислительно-восстановительных химических реакций. Следы жизнедеятельности этих простейших форм жизни находят в самых древних геологических образованиях. Так, в кремнистых образованиях Западной Австралии, возраст которых оценивается в 3,5 млрд. лет, обнаружены созданные сообществами цианобактерий строматолиты. Жизнедеятельность древнейших организмов протекала в водной среде при наличии свободного кислорода, – свидетельством этому являются древние железо-оксидные кварциты. За счет реакции фотосинтеза в океане дополнительно появился свободный кислород метаболического происхождения. Вместе с тем цианобактерии могут нормально развиваться лишь при отсутствии свободного кислорода, который для них в большом количестве токсичен. Однако проходивший одновременно процесс интенсивного связывания кислорода в форме оксида железа и сульфатов способствовал широкому распространению цианобактерий в древнем океане. В результате содержание кислорода в океане и атмосфере не возрастало в течение долгого времени. Только после окисления растворенного в древнем океане двухвалентного железа и образования джеспилитов началось прогрессирующее накопление кислорода в атмосфере. Немецкий геохимик М. Шидловский (1980) подсчитал, что около 56 % всего кислорода, выделившегося в процессе фотосинтеза, связано в оксидах железа, 39 % – в сульфатах, и всего 5 % находится в океане и атмосфере в свободном состоянии.

Для цианобактериальной системы характерно преобладание продукционных процессов над деструкционными. В результате этой биогеохимической особенности громадное количество органического углерода было погребено в толще осадков древних морей, а в окружающую среду было выделено в 2,7 раза большее количество кислорода, что существенно изменило геохимию древнего океана и атмосферы и создало предпосылки для совершенствования биогеохимических циклов.

Окисление растворенного в воде кислорода примерно 2 млрд. лет назад в основном закончилось и началось окисление его на суше, – об этом свидетельствует образование континентальных красноцветных толщ. Содержание кислорода в атмосфере стало возрастать.

Прокариоты (бактерии и сине-зеленые водоросли) обладают большой устойчивостью, консервативностью. Прокариотная система устойчиво функционировала на протяжении 1,5–2 млрд. лет. Однако около 1,4 млрд. лет назад ционобактериальная система постепенно начала заменяться на альгобактериальную. Главную роль в этом явлении сыграло накопление свободного кислорода в океане и атмосфере, в результате чего конкурентоспособность цианобактерий стала снижаться и доминирующее положение в продуцировании органического вещества на планете заняли одноклеточные водоросли, которые существуют в океане и по сей день. Примерно 670 – 570 млн. лет назад благодаря образованию системы из продуцентов-фотосинтетиков и животных-консументов установился кислородно-углеродный биогеохимический цикл, который является основой современных экосистем.

Итак, формирование химического состава атмосферы происходило путем закономерной дифференциации химических элементов, выделенных из недр Земли в виде восстановленных газов. Изначально дифференциацию обеспечивала абиогенная система, имевшая циклический характер. Она же являлась главной и характерной чертой среды развития древнейших организмов, которые со временем заняли в системе определенное место. Биогеохимические процессы выступали поначалу в роли отдельных звеньев системы глобального цикла газов в атмосфере. По мере развития жизненных форм глобальный круговорот газов стал контролироваться жизнедеятельностью организмов. Вследствие этого менялся состав атмосферы, а также океана и горных пород на поверхности древней суши. Изменение эколого-геохимических условий среды обитания оказывало, в свою очередь, воздействие на развитие организмов и совершенствование биогеохимических циклов. В глобальной системе биогеохимических циклов после широкого распространения эукариот (продуцентов-фотосинтетиков и животных-консументов) ведущее положение занял углеродно-кислородный цикл, главным звеном которого является система «высшие растения–почва».

Так как химические элементы связаны в общей массе растительности суши на более или менее длительный промежуток времени, то годовую динамику массообмена газов отражают соотношения масс годовой продукции фотосинтеза и деструкции отмершего органического вещества.

В системе «живое вещество – атмосфера – живое вещество» обмен газов носит циклический характер. При осуществлении реакции фотосинтеза растениями поглощение определенного объема углекислого газа сопровождается выделением такого же объема кислорода. Основная масса углекислого газа на суше образуется в ходе микробиологического разложения органического вещества, при этом значительная часть углекислого газа возвращается в атмосферу и вновь вовлекается в биологический круговорот. Таким образом, поступление кислорода в атмосферу определяется соотношением синтезируемого и разлагающегося органического вещества.

Если в процессах разложения разрушается такое же количество органического вещества, которое образуется растительностью, то содержание кислорода в атмосфере не может возрастать. При увеличении количества кислорода, выделенного растениями при фотосинтезе, потребуется такое же его количество для разложения органического вещества. Обязательным условием возрастания содержания кислорода в атмосфере является превышение массы продукции фотосинтеза над массой разлагаемого органического вещества. Это условие может быть обеспечено на суше за счет обилия элементов минерального питания растений. Однако в океане имеет место другая ситуация: из-за дефицита элементов питания продукты отмирания организмов-фотосинтетиков постоянно захватываются разными группами консументов и, следовательно, не выпускаются за пределы биологического круговорота. Все, что теряется этой системой фильтрации, уходит в большой геологический к круговорот.

Сопоставление массы растительности суши до ее нарушения человеком (2500 Гт) и ее годовой продуктивности (172 Гт) показывает, что обновление фитомассы суши происходит в среднем за 15 лет. Ясно, что древесная растительность имеет намного больший период обновления, чем травянистая. Фитопланктон обновляется ежедневно, а вся масса живого вещества океана – в среднем менее чем за месяц.

В настоящее время в пределах Мировой суши находится около 0,7 Тт сухого вещества неразложенных растительных остатков в виде торфа и лесных подстилок и около 2,4 Тт почвенного гумуса. На поверхности суши распределение живого вещества и неразложенных органических остатков следует биоклиматической зональности: наибольшей фитомассой характеризуются влажные тропические леса, наибольшее количество мертвого органического вещества сосредоточено в зоне бореальных хвойных лесов.

Считается, что ежегодная продукция растительности суши до нарушения ее человеком составляла 170 – 180 гигатонн. При содержании углерода 46 % в этой продукции связывалось в среднем 80 Гт углерода. Для продуцирования такого количества органического вещества ежегодно потреблялось 296 Гт углекислого газа и выделялось в атмосферу 216 Гт кислорода.

С учетом поправки на уменьшение растительности суши на 25 % за счет воздействия человека можно считать, что для синтеза годовой продукции современная растительность Мировой суши захватывает из атмосферы 220 Гт/год углекислого газа, при этом связывается на 20 Гт/год углерода меньше и недополучено в атмосферу 216-160=56 Гт/год кислорода.

Газы образуют обособленную газовую оболочку Земли. Вместе с тем в водах морей и океанов содержится в растворимом состоянии 4,32 × 10¹⁸ м³ газов, что в 3 раза превышает суммарный объем вод Мирового океана.

Одна из самых значительных ролей на нашей планете принадлежит круговороту воды. Через атмосферу ежегодно вовлекается в кругооборот более 520 тыс. км³ воды. Движение колоссальных масс воды в системах «поверхность суши – атмосфера – поверхность суши», «поверхность океана – атмосфера – поверхность океана» и «океан – атмосфера – суша – океан» исключительно важно для биосферы, так как благодаря этому движению осуществляется регулирование теплового режима планеты и сохраняются условия существования самой жизни. Кроме этого, природные воды активно участвуют в атмосферной миграции химических элементов.

В последние десятилетия химический состав атмосферы вызывает особенный интерес в связи с так называемым «парниковым эффектом», который заключается в том, что атмосфера поглощает энергию инфракрасной части спектра отражаемого поверхностью Земли солнечного излучения. Усиление эффекта ведет к повышению средней температуры атмосферного воздуха, изменению ее распределения по земной поверхности, уменьшению атмосферной циркуляции и другим явлениям, вследствие чего могут начаться глобальные изменения климата с неблагоприятными последствиями (таяние ледников Антарктиды и Гренландии, подъем уровня Мирового океана, затопление прибрежных, плотно населенных территорий и др.).

Специальные исследования были посвящены выяснению динамики поступления углекислого газа и метана в тропосферу. Выяснилось, что северные регионы Евразии и Северной Америки служат основными источниками поступления СО₂ и СН₄ в атмосферу. Максимум концентрация СО₂ приходится на осенне-зимний период и связан с деятельностью грибной и бактериальной микрофлоры. Наибольшая концентрация СН₄ наблюдается в конце зимы – начале весны и связана с деятельность метанообразующих бактерий.

Сжигание горючих ископаемых способствует накоплению в атмосфере массы углекислого газа. В середине ХIX в. концентрация СО₂ в атмосфере составляла около 290 ∙ 10^–4 % объема, через 100 лет – 313 ∙ 10^–4 %, в 1978 г. – 330 ∙ 10^–4 %, в 1990 г. – 353 ∙ 10^–4 %. По расчетам исследователей, в результате сжигания минерального топлива было выделено до 1978 г. около 140 млрд. тонн углерода в составе СО₂. Анализ динамики концентрации углекислого газа в атмосфере показал, что его масса в атмосфере увеличивается за последние годы на 2,2 млрд. т/год. Индустриальные источники выбрасывают в атмосферу в составе СО₂ около 5 млрд. т/год углерода, что примерно в 15 раз меньше количества данного элемента, ассимилируемого при фотосинтезе растительности Мировой суши.

Привлекает внимание такое последствие сжигания возрастающих масс каменного угля, как изменение изотопного состава растений и всего живого вещества Земли. Каменный уголь является продуктом глубокой трансформации органического вещества растительного происхождения. Поскольку в процессе фотосинтеза предпочтительно поглощаются легкие изотопы углерода, постольку можно ожидать, что сжигание угля и поступление в атмосферу углекислого газа, обогащенного ¹²С, должно вести к обогащению живых организмов легким изотопом углерода. И действительно, исследуя годовые кольца стволов деревьев, американский биогеохимик Б. Болин (1985) показал, что по мере развития хозяйственной деятельности человека растительность обогащается изотопом ¹²С.

Сжигать захороненные в горных породах углеводороды чрезвычайно опасно, так как это ведет к изменению её состава, сформированного в течение сотен миллионов лет, когда «лишняя» углекислота выводилась из атмосферы в горные породы и океан.

Дата добавления: 2015-06-28