Газовая оболочка Земли (стр. 1 из 7)
Газовая оболочка Земли
Введение
Становление Земли как планеты сопровождалось формированием ее зонального строения и общепланетарной дифференциацией химических элементов. Принято считать, что первым результатом дифференциации было образование тяжелого ядра и силикатной мантии. Результаты изотопного анализа дают основание предполагать, что возникновение наружных фазовых оболочек – твердой, жидкой и газовой – также произошло на раннем этапе развития планеты.
Обособление наружных оболочек не означает, что одновременно был образован их стабильный химический состав. С момента обособления началась эволюция их состава, в которой выдающуюся роль сыграло живое вещество. Наиболее сильно воздействие биогеохимических процессов сказалось на составе атмосферы.
1. Биогеохимическая эволюция состава атмосферы и жизнедеятельности организмов в массообмене газов
История формирования атмосферы служит ярким примером воздействия живого вещества на окружающую среду. Факты, полученные в последние годы, свидетельствуют, что состав современной газовой оболочки Земли является итогом длительного процесса, в котором ведущее значение имела геохимическая деятельность живых организмов.
Масса атмосферы составляет около 5,2×1015 т. Основная часть газового вещества (80%) заключена в тропосфере, верхняя граница которой расположена на высоте около 17 км на экваторе, к полюсам она снижается до 8 – 10 км. Верхняя граница тропосферы – тропопауза – намечает область сильного снижения температуры и отсутствия скопления паров воды. Тропосфера является областью активного взаимодействия с океаном и сущей, в ней сосредоточена основная масса паров воды и мелких твердых частиц, переносимых воздушными массами. В тропосфере происходят фотохимические реакции, имеющие важное значение для биосферы.
Выше тропопаузы, в стратосфере и мезосфере, нарастает разреженность газов, сложно меняются термические условия. На высоте 25 – 30 км под воздействием солнечной радиации происходит Фотодиссоциация молекул кислорода и образуется озон. Молекулы озона сильно рассеяны. Если бы они находились в условиях, обычных для поверхности Земли, под давлением 1 атм (101325 Па), то мощность озонового слоя была бы менее 1 см. Очень разреженный слой озона поглощает 97% ультрафиолетовой части солнечной радиации. Без этого экрана существование жизни на поверхности суши было бы невозможно.
На удалении от 80 до 800 км от поверхности Земли располагается ионосфера – область сильно разреженного, ионизированного газа. Самая наружная часть газовой оболочки – экзосфера – простирается до 1800 км. Из этой сферы происходит диссипация – потеря Землей наиболее легких атомов водорода и гелия.
Состав газовой оболочки Земли, как и состав Океана, в значительной мере обусловлен деятельностью живых организмов и поддерживается системой биогеохимических циклов. В настоящее время газовое вещество атмосферы на 99,9% состоит из азота, кислорода и аргона (табл. 1). Среди компонентов, содержащихся в малых количествах, можно выделить пары воды, инертные газы и соединения, обусловленные биологическими процессами и фотохимическими реакциями.
Таблица 1. Химический состав атмосферы
| Компонент | Содержание, % объема | Масса, 109 т |
| Сухой воздух | 100,00 | 5,12×106 |
| N2 | 78,08 | 3,87×106 |
| О2 | 20,95 | 1,18×106 |
| Аг | 0,93 | 6,59×104 |
| СО2 | 0,032 | 2,45×103 |
| Ne | 1,82 ×10-3 | 64,8 |
| Не | 5,24×10-4 | 3,71 |
| Кг | 1,14×10-4 | 16,9 |
| Хе | 8,7×10-6 | 2,02 |
| СН4 | 1,5×10-4 | 4,30 |
| Н2 | 5,0×10-5 | 0,18 |
| N2О | 3,0×10'5 | 2,30 |
| СО | 1,2×10-5 | 0,59 |
| NH3 | 1,0×10-6 | 0,03 |
| NO2 | 1,0×10-7 | 0,0081 |
| H2S | 2,0×10-8 | 0,0012 |
Большой интерес для реконструкции истории атмосферы представляет геохимия инертных газов. Относительно высокое содержание аргона связано с тем, что большая часть этого газа представлена изотопом 40Аг, образованным за счет распада радиоактивногол изотопа калия 40К. Количество гелия в атмосфере, наоборот, в 1000 раз меньше, чем должно быть. Это обусловлено непрерывной диссипацией этого элемента. Остальные инертные газы содержатся в том количестве, в каком они были выделены на протяжении всего времени существования Земли. Изучение соотношения изотопов ксенона привело геохимика Ю.А. Шуколюкова (1988) к заключению, что газовая оболочка возникла за очень короткий отрезок времени, который примерно совпадает со временем аккреции Земли. Предполагают, что быстрое образование атмосферы обусловлено энергичным выделением газов при ударах метеоритных тел на ранней стадии развития земной коры.
В составе первичной атмосферы присутствовали пары воды, СО2, N2, NH3, H2, H2S, CO, CH4, HF, HC1. Преобладал, по-видимому, азот. Содержание СО2 было не слишком высоким, не позволившим из-за «парникового эффекта» испариться древнему океану. Газы, поступавшие из недр Земли (за исключением инертных), были представлены, как и современные вулканические эманации, восстановленными или недоокисленными соединениями.
Под воздействием солнечной радиации в атмосфере происходила диссоциация паров воды. Непрерывное удаление главного восстановителя – водорода – в результате диссипации вызывало прогрессирующее накопление окислителей. Это имело два важных последствия. Во-первых, постепенно образовывался экран, предохраняющий поверхность Земли от ультрафиолетовой радиации. Во-вторых, возник процесс окисления восстановленных газов, непрерывно поступавших из мантии, окислителями фотохимического происхождения, которые постоянно возобновлялись в результате диссипации водорода. Окисленные соединения растворялись в конденсирующейся атмосферной влаге и вымывались из атмосферы дождями. Этот процесс, имевший циклический характер, наметил направленность будущих биогеохимических циклов.
Наиболее древние биогеохимические процессы, очевидно, связаны с жизнедеятельностью хемолитотрофных бактерий. В качестве аналога форм древней жизни микробиологи рассматривают термофильные литотрофные бактерии, существующие в горячих источниках при температуре, близкой к 100°С. Специальные микробиологические исследования наземных и подводных гидротерм а дне океана показали, что в настоящее время существуют сообщества термохемолитотрофных бактерий, субстратом которых служат вулканические газы. Такие микроорганизмы окисляли восстановленные газообразные соединения и за счет энергии этих реакций синтезировали органическое вещество. Разумеется, это не сопровождалось продуцированием кислорода. Хемолитотроф-ные сообщества, включившиеся в механизм взаимодействия окислителей атмосферы с восстановленными газами, выделявшимися из земных недр, знаменуют первый этап геохимической деятельности живого вещества. Вхождение организмов в глобальную систему миграции – выделение газов из Земли в атмосферу, их окисление и последующее вымывание из атмосферы – усложнило систему и превратило ее из абиогенной в биогенно-абиогенную.
Следующий этап связан с распространением цианобактерий (сине-зеленых водорослей), которые для синтеза органического вещества начали использовать не энергию окислительно-восстановительных химических реакций, а световую энергию Солнца. Признаки деятельности этих простейших форм жизни отмечены уже в самых древних геологических образованиях. Таков комплекс пород Исуа в Западной Гренландии, содержащий органические соединения и оксиды железа и имеющий возраст 3,8 млрд. лет; углеродистые сланцы Онвервахт серии Свазиленд в Южной Африке с возрастом 3,4 млрд. лет. В кремнистых образованиях Варавууна (Западная Австралия), возраст которых определен в 3,5 млрд. лет, уже обнаружены строматолиты – структуры, созданные сообществами цианобактерий. Древнейшие жизненные процессы протекали в водной среде при наличии свободного кислорода, свидетельством чему являются полосчатые железо-оксидные кварциты Исуа. Возможно, присутствие свободного кислорода было не повсеместным, а лишь на отдельных участках. При реакции фотосинтеза кислород стал выделяться в качестве метаболита. Для цианобактерий свободный кислород токсичен, они нормально развиваются при его отсутствии. Широкому распространению цианобактерий в древнем океане способствовало быстрое связывание кислорода в форме оксида железа и сульфатов. По этой причине, несмотря на фотосинтетическую деятельность цианобактерий, содержание свободного кислорода в океане и атмосфере длительное время не увеличивалось. Лишь после окисления двухвалентного железа, растворенного в древних океанах и первоначально связанного в форме сидеритов, из которых впоследствии образовались мощные толщи железистых кварцитов (джес-пелитов), началось накопление кислорода в атмосфере. По расчетам немецкого геохимика М. Шидловского (1980), в оксидах железа связано примерно 56%всего выделившегося в результате фотосинтеза кислорода, в сульфатах – 39% и только 5% находится в свободном состоянии и распределено между атмосферой и океаном (рис. 3.1).
Рис. 1. Поступление и распределение масс кислорода фотосинтетического происхождения в биосфере
Восходящая кривая – биогенное продуцирование кислорода; вертикальная линия – начало летописи осадкообразования и появление полосчатых песчаников с оксидами железа, вехи биологической революции; I– появление фотоавтотрофных сине-зеленых водорослей, II– появление эукариот; III– появление древней морской многоклеточной фауны; IV– распространение жизни на сушу; V– появление континентальной растительности; распределение масс кислорода: 1 – связанный в [SO4]-2; 2 – связанный в Fe2O3; 3 – свободный молекулярный в системе океан – атмосфера