Атмосферне повітря і його значення

 

Відповідно до сучасних уявлень, що ґрунтується на визначенні вмісту ізотопів свинцю в найдавніших уранових породах, наша планета утворилася близько 4, 6 млрд. років тому з газопилевої хмари, розсіяної в навколосонячному просторі. На нашій планеті спочатку не було взагалі ніякої атмосфери. Перш ніж набути сучасні свої властивості і склад, земна атмосфера пройшла кілька стадій розвитку. Древня атмосфера дуже сильно відрізнялася від теперішньої. У самий ранній період формування щільної атмосфери навколо Землі, що остигає, очевидно, відбувалося за рахунок парів і газів, що виділяються в результаті дегазації мантії. Передбачається, що надалі формування атмосфери відбувалося за рахунок газів, що викидаються вулканами протягом перших 500 млн. років існування Землі, що складалися з водню, водяної пари, метану, оксидів вуглецю, аміаку й ін.

Отже, початкова атмосфера була відбудовною і містила незначну кількість кисню, що утворювався за рахунок фотодисоціації водяної пари під дією ультрафіолетового випромінювання Сонця і дегазації базальтової магми. Конденсація водяної пари близько 4 млрд. років тому призвела до утворення гідросфери.

Через відсутність значних кількостей кисню, а отже, і озону, ультрафіолетові промені легко проникали крізь атмосферу, що створювало сприятливі умови для утворення таких органічних речовин, як амінокислоти і піридинових основ, що є найголовнішими складовими частинами живої матерії. Вихідними речовинами для цього процесу служили молекули метану, оксиду вуглецю (II), водню, води й аміаку. Необхідно відзначити, що передумовою ускладнення структури являлася відсутність повної деструкції молекул органічних сполук до вуглекислого газу і води, як це відбувається при наявності в атмосфері кисню. Отже, у відбудовній атмосфері відбувалося не окислювання органічних речовин, а розкладання їх на окремі фрагменти, що служили вихідним матеріалом для синтезу більш складних речовин. Ці органічні речовини могли поступово накопичуватися в окремих, найбільш сприятливих місцях первісного океану, наприклад на берегах, що забезпечило виникнення життя і її прогресивну еволюцію. Першими видами живих організмів були, імовірно, бактерії, у яких обмін речовин відбувався без участі кисню. Вони одержали назву анаеробних.

Отже, на ранній стадії розвитку існувала анаеробна відбудовна атмосфера, і якщо, зрештою, відбувся перехід до атмосфери окисної й аеробний, то фактором, відповідальним за цей перехід, стала життєдіяльність фотосинтезуючих організмів. Сутність життєдіяльності цих організмів полягає в тому, що при поглинанні з зовнішнього середовища неорганічних речовин (вуглекислого газу і води) і сонячної енергії за допомогою хлорофілу вони виробляють органічні речовини і кисень. Сумарна хімічна реакція цього процесу виражається рівнянням:

 

Таким чином, живі організми, що з'явилися у водах древнього океану, стали визначальним фактором розвитку атмосфери. Найважливішим результатом діяльності цих організмів стало нагромадження великої кількості кисню в атмосфері, що супроводжувалось поглинанням вуглекислого газу.

Нагромадження в атмосфері кисню сприяло виникненню озонового шару, що здатний затримувати велику частину короткохвильових і ультрафіолетових променів, згубних для всього живих. 0зоновий шар утворився на висоті 25-30 км від поверхні Землі за рахунок фотохімічної реакції

3O2 +hν 2O3.

Як тільки озоновий шар атмосфери сформувався цілком, ультрафіолетові промені вже не досягали поверхні Землі і живі організми змогли жити на суші. Еволюція живих організмів пішла ще швидше завдяки пишному розвитку рослинності. Весь вміст кисню, що збільшується, в атмосфері сприяло окислюванню аміаку, що виділяється при інтенсивному вулканізмі. У результаті реакції окислювання аміаку утворювався азот:

4NH3 + 3O2 =2N2+6H2O.

Так поступово створювалася азотно-киснева атмосфера Землі. Більша частина кисню, що виділився унаслідок фотосинтезу за геологічну історію планети, була похована в літосфері у вигляді карбонатів, сульфатів, оксидів заліза й інших осадових утворень. Похованню піддавався не тільки кисень, але і вуглець. Продукцією біохімічної діяльності живих організмів стали поклади кам'яних і бурих вугіль, нафти.

Процес поховання органічної речовини сприяв збіднінню атмосфери вуглекислим газом і збагаченню киснем. Древня атмосфера, по сучасних розрахунках, була насичена CO2 у 1000 разів більше, ніж сучасна. Джерелом фотосинтетичного кисню є морська і континентальна рослинність. Близько 80% загальної його кількості утвориться в результаті життєдіяльності фітопланктону, що міститься у верхніх шарах морів і океанів. Фітопланктон являє собою мікроскопічні рослинні морські організми. Наземні рослинні організми дають приблизно 20% фотосинтетичного кисню. За сучасними уявленнями, весь вільний кисень атмосфери утворився в основному за рахунок двох могутніх джерел – фотосинтетичного й ендогенного (глибинного), тобто в результаті дегазації базальтової магми.

По підрахунках В. И. Вернадського, загальна кількість вільного кисню в атмосфері оцінюється в 1, 5 • 1015 т, що погодиться з теперішніми визначеннями.

В атмосферному повітрі містяться різні домішки – пил, гази і т. д. Частина цих домішок має природне походження. Наприклад, вулканічна я ґрунтовий пил, пил лісових пожеж і т. д. Гниття органічних речовин веде до надходження в атмосферу сірководню, аміаку; шумування вуглевмісних речовин – до виділення метану. В атмосфері є різні неорганічні солі, що потрапляють у неї з океанів і морів у результаті випару і розбризкування під час хвилювання. При випарі води солі надходять у повітря в молекулярно-дисперсному стані. З 1 м3 води відноситься 0, 5 м солі. При випарі з усієї поверхні Світового океану (500 тис. км2) в атмосферу щорічно переходить з водяною парою приблизно 250 млн. т розчинених речовин, до складу яких входять такі елементи: йод, бром,