склад атмосфери

Атмосфера - це повітряна оболонка Землі. Тягнеться вгору на 3000 км від земної поверхні. Її сліди простежуються до висоти до 10 000 км. А. має нерівномірну щільності 50 5 її маси зосереджені до 5 км. 75% - до 10 км. 90% до 16 км.

Атмосфера складається з повітря - механічної суміші декількох газів.

Азот (78%) в атмосфері відіграє роль розчинника кисню, регулюючи темп окислення, а, отже, швидкість і напруженість біологічних процесів. Азот - головний елемент земної атмосфери, який безперервно обмінюється з живою речовиною біосфери, причому складовими частинами останнього служать сполуки азоту (амінокислоти, пурини і ін.). Витяг азоту з атмосфери відбувається неорганічним і біохімічним шляхами, хоча вони тісно взаємопов'язані. Неорганічне витяг пов'язано з утворенням його сполук N2 O, N2 O5. NO2. NH3. Вони знаходяться в атмосферних опадах і утворюються в атмосфері під дією електричних розрядів під час гроз або фотохімічних реакцій під впливом сонячної радіації.

Біологічне зв'язування азоту здійснюється деякими бактеріями в симбіозі з вищими рослинами в грунтах. Азот також фіксується деякими мікроорганізмами планктону і водоростями в морському середовищі. У кількісному відношенні біологічне зв'язування азоту перевищує його неорганічну фіксацію. Обмін всього азоту атмосфери відбувається приблизно протягом 10 млн. Років. Азот міститься в газах вулканічного походження і в вивержених гірських породах. При нагріванні різних зразків кристалічних порід і метеоритів азот звільняється у вигляді молекул N2 і NH3. Однак головною формою присутності азоту, як на Землі, так і на планетах земної групи, є молекулярна. Аміак, потрапляючи у верхні шари атмосфери, швидко окислюється, вивільняючи азот. В осадових гірських породах він захороняется спільно з органічною речовиною і знаходиться в підвищеній кількості в бітумінозних відкладеннях. В процесі регіонального метаморфізму цих порід азот в різній формі виділяється в атмосферу Землі.

Геохімічний круговорот азоту (В.А. Вронський, Г.В. Войткевич)

Кисень (21%) використовується живими організмами для дихання, входить до складу органічної речовини (білки, жири, вуглеводи). Озон О3. затримує згубну для життя ультрафіолетову радіацію Сонця.

Кисень - другою за розповсюдженням газ атмосфери, який грає виключно важливу роль у багатьох процесах біосфери. Панівною формою його існування є О2. У верхніх шарах атмосфери під впливом ультрафіолетової радіації відбувається дисоціація молекул кисню, а на висоті приблизно 200 км ставлення атомарного кисню до молекулярному (О. О2) стає рівним 10. При взаємодії цих форм кисню в атмосфері (на висоті 20- 30 км) виникає озоновий пояс (озоновий екран). Озон (О3) необхідний живим організмам, затримуючи згубну для них більшу частину ультрафіолетової радіації Сонця.

На ранніх етапах розвитку Землі вільний кисень виникав в дуже малих кількостях в результаті фотодиссоциации молекул вуглекислого газу і води у верхніх шарах атмосфери. Однак ці малі кількості швидко витрачалися на окислення інших газів. З появою в океані автотрофних фотосинтезуючих організмів становище істотно змінилося. Кількість вільного кисню в атмосфері стало прогресивно зростати, активно окисляя багато компонентів біосфери. Так, перші порції вільного кисню сприяли насамперед переходу закисних форм заліза в окисні, а сульфідів в сульфати.

Зрештою кількість вільного кисню в атмосфері Землі досягла певної маси і виявилося збалансованим таким чином, що кількість виробленого стало дорівнює кількості поглинається. В атмосфері встановився відносний сталість змісту вільного кисню.

Геохімічний круговорот кисню (В.А. Вронський, Г.В. Войткевич)

Вуглекислий газ. йде на освіту живого речовини, а разом з водяною парою створює так званий «парниковий (парниковий) ефект».

Вуглець (вуглекислота) - його велика частина в атмосфері знаходиться в вигляді СО2 і значно менша в формі СН4. Значення геохимической історії вуглецю в біосфері надзвичайно великий, оскільки він входить до складу всіх живих організмів. В межах живих організмів переважають відновлені форми знаходження вуглецю, а в навколишньому середовищі біосфери - окислені. Таким чином, встановлюється хімічний обмін життєвого циклу: СО2 ↔ живу речовину.

Джерелом первинної вуглекислоти в біосфері є вулканічна діяльність, пов'язана з віковою дегазацією мантії і нижніх горизонтів земної кори. Частина цієї вуглекислоти виникає при термічному розкладанні древніх вапняків в різних зонах метаморфізму. Міграція СО2 в біосфері протікає двома способами.

Перший спосіб виражається в поглинанні СО2 в процесі фотосинтезу з утворенням органічних речовин і в подальшому похованні в сприятливих відновлювальних умовах в літосфері у вигляді торфу, вугілля, нафти, горючих сланців. За другим способом міграція вуглецю призводить до створення карбонатної системи в гідросфері, де СО2 переходить в Н2 СО3. НСО3 -1. СО3 -2. Потім за участю кальцію (рідше магнію і заліза) відбувається осадження карбонатів біогенних і абіогенним шляхом. Виникають потужні товщі вапняків і доломіту. За оцінкою А.Б. Ронова, співвідношення органічного вуглецю (Сорг) до вуглецю карбонатного (Скарб) в історії біосфери становило 1: 4.

Поряд з глобальним кругообігом вуглецю існує ще ряд його малих кругообігів. Так, на суші зелені рослини поглинають СО2 для процесу фотосинтезу в денний час, а в нічний - виділяють його в атмосферу. Із загибеллю живих організмів на земній поверхні відбувається окислення органічних речовин (за участю мікроорганізмів) з виділенням СО2 в атмосферу. В останні десятиліття особливе місце в круговороті вуглецю займає масове спалювання викопного палива і зростання його вмісту в сучасній атмосфері.

Кругообіг вуглецю в географічній оболонці (по Ф. Рамаді, 1981)

Аргон - третій по поширенню атмосферне газ, що різко відрізняє його від вкрай бідно поширених інших інертних газів. Однак аргон в своїй геологічній історії розділяє долю цих газів, для яких характерні дві особливості:

незворотність їх накопичення в атмосфері;
тісний зв'язок з радіоактивним розпадом певних нестійких ізотопів.

Інертні гази виходять за межі кругообігу більшості циклічних елементів в біосфері Землі.

Все інертні гази можна поділити на первинні та радіогенні. До первинних належать ті, які були захоплені Землею в період її утворення. Вони поширені вкрай рідко. Первинна частина аргону представлена переважно ізотопами 36 Аr і 38 Аr, в той час як атмосферне аргон складається повністю з ізотопу 40 Аr (99,6%), який, безсумнівно, є радіогенним. У калійвмісних породах відбувалося і відбувається накопичення радіогенного аргону за рахунок розпаду калію-40 шляхом електронного захоплення: 40 К + е → 40 Аr.

Таким чином, протягом геологічного часу у гелію і аргону були різні процеси міграції. Гелія в атмосфері дуже мало (близько 5 * 10 -4%), причому «гелиевое дихання» Землі було більш полегшеним, так як він, як найлегший газ, розсіювався в космічний простір. А «аргонове дихання» - важким і аргон залишався в межах нашої планети. Велика частина первинних інертних газів, як неон і ксенон, була пов'язана з первинним неоном, захопленим Землею в період її утворення, а також з виділенням при дегазації мантії в атмосферу. Вся сукупність даних по геохімії благородних газів свідчить про те, що первинна атмосфера Землі виникла на самих ранніх стадіях свого розвитку.

В атмосфері міститься і водяну пару і вода в рідкому і твердому стані. Вода в атмосфері є важливим акумулятором тепла.

У нижніх шарах атмосфери міститься велика кількість мінеральної та техногенної пилу і аерозолів, продуктів горіння, солей, суперечка і пилку рослин і т.д.

Первинна атмосфера Землі складалася головним чином з водяної пари, водню і аміаку. Під впливом ультрафіолетового випромінювання Сонця водяні пари розкладалися на водень і кисень. Водень йшов в космічний простір, кисень вступав в реакцію з аміаком і утворювалися азот і вода. На початку геологічної історії Земля завдяки магнітосфері, ізолювати її від сонячного вітру, створила вторинну власну вуглекислу атмосферу. Вуглекислий газ надходив з надр при інтенсивних вулканічних виверженнях. З появою в кінці палеозою зелених рослин кисень почав надходити в атмосферу в результаті розкладання вуглекислого газу при фотосинтезі, і склад атмосфери прийняв сучасний вид. Сучасна атмосфера в значній мірі продукт живого речовини біосфери. Повне оновлення кисню планети живою речовиною відбувається за 5200-5800 років. Вся його маса засвоюється живими організмами приблизно за 2 тис. Років, вся вуглекислота - за 300-395 років.

Склад первинної та сучасної атмосфери Землі

Також в первинній атмосфері присутні метан, аміак, водень і ін. Вільний кисень з'явився в атмосфері 1,8-2 млрд. Л.Н.