Функції живої речовини в біосфері

Вперше вчення про функції живого речовини в біосфері Землі обгрунтував академік В. І. Вернадський. Пізніше А. І. Перельман, А. В. Лапо, А. А. Ярошевський та інші дослідники розвинули його вчення. У першій половині XX в. Вернадський виділив дев’ять біогеохімічних функцій живої речовини: газову, кисневу, окислительную, кальцієву, відновну, концентраційну, функцію руйнування органічних сполук, функцію відновного розкладання, функцію метаболізму і дихання організмів.

Послідовники В. І. Вернадського надалі об’єднали і укрупнили вищеперелічені функції, а також віднесли до них енергетичну та продукционную екологічні функції. Всі екологічні функції живого речовини є предметом спеціального та детального розгляду в рамках біологічної науки. У рамках геоекології дуже важливим є розгляд енергетичної, газової, грунтово-елювіальний, водоочисної, водорегулюючими, концентраційної, транспортної та деструктивної функцій.

Енергетична функція

Органічне речовина морів, океанів і суші різноманітне впливає на енергетику Землі. Енергетична функція живої речовини – це широкий розвиток процесів фотосинтезу і хемосинтезу. Жива речовина істотно впливає на вміст парникових газів в атмосфері. Емісія вуглекислого газу, метану та оксидів азоту за рахунок біогенних процесів нині істотно перевершує їх надходження в атмосферу в результаті газового дихання Землі.

Жива речовина підвищує поглинання сонячної радіації земною поверхнею, змінюючи, часом істотно, відбивну здатність (альбедо) не тільки суші, але і океану. Рослинність суші значно знижує відображення короткохвильової сонячної радіації. Альбедо лісів, луків і засіяних полів не перевищує 25%, але частіше складає 10-20%. Меншим альбедо володіють водна поверхня і вологий чорнозем, складаючи 5%. Поверхня піщаних пустель, сніжний або льодовий покрив відбивають до 90% сонячних променів, але коли внаслідок зміни клімату вони покриваються рослинністю, рівень альбедо знижується. Сухий сніговий покрив відбиває 85-95% сонячної радіації, а ліс, навіть за наявності стійкого снігового покриву, – тільки 40-45%.

Водна поверхня сама по собі відображає невелику частку сонячної радіації (близько 25-35%). З одного боку, зменшення альбедо сприяють організми, очищаючі водні маси від суспензій, а з іншого – мікропланктон, навпаки, сам по собі перешкоджає відображенню.
Потужний процес зв’язування енергії називається транспірацією. Він ніби обслуговує фотосинтез. При цьому на перехід води в пару витрачається не тільки сонячна енергія, а й теплота нагрітих повітряних мас (адектівная теплота). У процесі випаровування вологи рослини роблять великий Вплив на круговорот води, а отже, на баланс енергії.

З покритих лісами земель планети у верхню частину тропосфери волога надходить у прихованій формі у вигляді водяної пари і великих кількостей теплоти. На суші найпотужнішим насосом, перерозподіляє вологу і теплоту в атмосфері, є волого-тропічні ліси. У їх межах, на площі трохи більше 10% площі суші, поглинається майже 30% теплоти, що витрачається на випаровування. Згідно А. Н. Кренке, області, продукують великі потоки теплоти в атмосферу, називаються термоактивні зонами. Це не тільки ліси – джерела підвищеної кількості прихованої теплоти, а й пустелі – області потужного висхідного турбулентного потоку теплоти.

Насичення атмосфери вологою над територіями, покритими лісовою і степовою рослинністю, протидіє швидкому вихолажіванію з утворенням щільних антициклонального мас. Наземний рослинний покрив додатково насичує атмосферу водяною парою, який є терморегулятором в термічному режимі біосфери.

Особливо велику роль грає жива речовина в захисті атмосфери від запиленості. Чим сильніше запилена атмосфера, тим вище її відбивна здатність, тим менше сонячної енергії досягає земної поверхні.

Головною особливістю рослинної маси є процес фотосинтезу: з одного боку, йде вироблення органічної маси, необхідної для харчування консументів першого порядку, а з іншого – у процесі фотосинтезу виробляється кисень шляхом поглинання вуглекислого газу. Згідно з відомостями, які наводяться С. П. Горшковим (1998), жива речовина суші і океану не тільки акумулює біогеохімічну енергію, а й надає біогеофізіческое вплив на атмосферу та поверхневі води гідросфери.
Специфіка енергетичної функції живого речовини полягає також у тому, що частина відмерлого органічної речовини тривалий час здатна зберігатися в різних частинах біосфери. Головною депонирующей середовищем є земні надра, в яких в умовах відновлювальної середовища мертве органічна речовина зберігається протягом багатьох геологічних періодів. Проміжними резервуарами мертвого органічної речовини є грунту, поверхневі і підземні води суші, Світовий океан, донні мули. Оновлення запасів органічної речовини триває тисячоліттями, а в донних опадах – сотні тисяч і мільйони років. Згідно Е. А. РОМАНКЕВИЧУ, фоссилизации органічної речовини в донних опадах Світового океану для голоцену складає 22 млн. т / рік. Органічна речовина розкладається бактеріями і окислюється. Воно в розсіяному вигляді присутня в осадових гірських породах і в певних ландшафтах, в яких створюються відповідні сприятливі умови (озерно-болотні системи, заплави і стариці річок, приморські низовини). У цих ландшафтах органічна речовина формується у вигляді скупчень торфу, бурого і кам’яного вугілля, горючих сланців, а також нафти і газу, що відображає точку зору про органічне походження нафтогазових покладів. Однак, як відомо, дана точка зору заперечується прихильниками гіпотези неорганічного походження нафти.

Наведені дані свідчать про те, що в мертвому органічному речовині грунтів, вод, льодовиків, в донних опадах морів і океанів міститься приблизно на порядок більше енергії, ніж в живій масі Землі.
У всіх осадових породах планети поховано, за даними М. І. Будико і А. Б. Ронова, 11,8 * 1021 г органічної речовини в перерахунку на органічний вуглець.

Існує кілька форм поховання сонячної енергії в літосфері. Це в першу чергу скупчення (родовища) горючих корисних копалин, розсіяне органічна речовина в осадових породах і, нарешті, її поховання у формі поверхневої енергії частинок і енергії, акумульованої в кристалічній решітці. У глинах, за даними С. П. Горшкова, запас енергії може становити від 21 до 1068 Дж / м.

Найбільші кристалографи Н. В. Бєлов та В. І. Лебедєв розглядали глини і, зокрема каолін, як носії законсервованої сонячної енергії в надрах Землі. Ідея про проникнення запасеної сонячної енергії в надра Землі, де вона витрачається на процеси метаморфізму і переплавлення, тобто бере участь у глибинного життя планети, належить В. І. Вернадському.

На закінчення відзначимо, що енергетична функція живої речовини виражається наступним чином: транспірація; підтримання низького альбедо рослинним покривом; підтримання низького альбедо поверхневими планктонними формами; продукування парникових газів; придушення запиленості атмосфери рослинністю; фотосинтез; перерозподіл з потоками речовини відмерлої органіки і її акумулювання биокосное тілами; депонування органічної речовини в різних формах біогеохімічної енергії.

Газова функція. Кисень є продукцією фотосинтезу автотрофних рослин. Завдяки цій функції протягом усієї геологічної історії атмосфера забезпечувалася вільним киснем, хоча є й інші джерела кисню: підводний базальтоидним магматизм, фотодисоціація води в атмосфері і її радіоліз в літосфері. Згідно з розрахунками В. І. Богатова, кисень сучасної атмосфери складається на 30% з кисню, що виник за рахунок фотосинтезу, і на 70% – що виділився з глибини через дно океану.

Використання кисню в окислювальних процесах в чому пов’язане з діяльністю Літотрофниє мікроорганізмів. У біосфері все побудовано певним чином. Одні представники живої природи постачають киснем повітря і води, а інші – фоссілізіруют його. Це вельми чудова функція, оскільки накопичення кисню або його дефіцит негативним чином позначаються на життєдіяльності організмів. У разі високого вмісту кисню в атмосфері, зокрема, більш оптимального його значення 21%, різко прискорюються біохімічні реакції, що призводить до швидкого старіння клітин і сприяє високій горимости рослинного покриву. При дефіциті кисню життєдіяльність тварин виявляється пригніченою внаслідок істотного зниження метаболічних реакцій.

Величезний вплив жива речовина робить на вміст у повітрі вуглекислого газу. У водах Світового океану і в водоймах суші, в підземних водах вуглекислота знаходиться в розчиненому вигляді. У Світовому океані вона становить карбонатную систему. Вуглекислотний резерв світової акваторії приблизно в 60 разів більше, ніж атмосфери. Вуглекислота з вод витягується організмами, і від їх діяльності залежить швидкість накопичення карбонатного матеріалу.

Виходячи з палеогеохіміческіх даних, протягом геологічної історії вміст в атмосфері вуглекислого газу не залишалося стабільним. За результатами досліджень М. І. Будико, А. Б. Ронова і А. Л. Яншина, в ранньому карбоні вміст вуглекислоти в атмосфері принаймні було в 10 разів більше, ніж наприкінці доіндустріального періоду. Ще більше вуглекислоти містила атмосфера на початку фанерозоя і особливо в протерозої.

Хоча вплив живої речовини на баланс азоту в атмосфері не дуже значно, без нього неможливо уявити сучасну атмосферу. Азот є чинником життєдіяльності для значної групи мікроорганізмів: бульбочкових бактерій, азотобактерів, актиноміцетів, синьо-зелених водоростей. Засвоюючи молекулярний азот, вони після відмирання і мінералізації забезпечують коріння вищих рослин доступними формами цього елемента.

Про масштаби залучення азоту в біологічний круговорот можна судити за відомостями, які наводяться С. П. Горшковим. З 2,9 * 1021 г атмосферного азоту (78,084% обсягу) щорічно в сучасних умовах 6,9 * 1018 г азоту зв’язується в первинній валової продукції біоти на суші і 1,2 * 1018 г – у первинної продукції Світового океану. Таким чином, щорічно в планетарної біоті акумулюється деяким менш 0,0003% маси азоту повітря, в той час як щороку до валового первинної продукції біоти зв’язується 13% вуглекислого газу атмосфери.

Незважаючи на скромні розміри споживання азоту, планетарна біота робить помітний вплив на баланс газів в атмосфері. На баланс азоту впливає не тільки саме жива речовина, але і деструкція органічних залишків. У грунтах при деструкції рослинного опади утворюється аміак, який швидко нитрифицируется мікроорганізмами до нітритів і нітратів, а потім відбувається зворотний процес, тобто денітрифікація, при якому виникає цілий спектр газів, серед яких присутні N2O, NO, N2.
Біологічний механізм грає головну, але не єдину роль у постачанні атмосфери оксидами азоту і повернення в неї молекулярного азоту. Оксиди азоту виникають при грозових розрядах і під час наземних і підземних пожеж.

Діяльність мікроорганізмів підживлює атмосферу воднем і метаном. Деяка частина їх виділяється в атмосферу і при вулканічних виверженнях. Водень диссипирует в космічний простір. Метан продукується в анаеробних умовах в грунтах, мулах і торфовищах метаноутворюючих бактеріями, які для цього використовують вуглекислий газ. Наприклад, на рисових полях при температурі 30 ° С щодоби утворюється до 0,2 г СН4 в 100 г грунту в перерахунку на суху речовину.
Величезна кількість метану виділяється з мангрових заростей і тваринами, переробними клітковину. При процесах кишкової ферментації одна вівця або коза виділяє на добу до 15 г метану, а кінь чи корова – 100-200 р. Одними з головних продуцентів цього газу є терміти.
Метан разом з іншими вуглеводнями виділяється також з глибинних джерел як природного характеру (вулкани, гейзери, фумароли, розломи), так і природно-антропогенного характеру. В останньому випадку мова йде про розробку родовищ корисних копалин – нафтогазових, кам’яновугільних і ін Небіогенние джерела дають близько 10% метану від загальних викидів.
Істотно по-іншому впливають на газовий склад атмосфери рослини. Лісова рослинність виконує надзвичайно важливу роль щодо збереження високої якості атмосферного повітря. Кисень, що виробляється нею, відрізняється від продукованого планктоном морів і океанів. Перший насичений іонами негативного заряду, сприятливо впливають на здоров’я людей. Ліси не тільки збагачують атмосферу киснем, а й захищають і частково звільняють її від пилуватих частинок.

Грунтово-елювіальний функція

Сучасне грунтознавство відносить до грунтів широке коло поверхневих утворень, починаючи від торфовищ боліт і огрядних чорноземів до кам’янистих розвалів і пісків, що знаходяться в екстремально спекотних або холодних умовах. Однак для перерахованих утворень більше підходить термін «кора вивітрювання». У кору вивітрювання входять як грунту, так і верхні частини подстилающих гірських порід, перетворені в гіпергенних умовах. У формуванні грунтово-елювіального чохла беруть участь не тільки фізико-хімічні (фізичне і хімічне вивітрювання), а й біохімічні процеси. В освіті грунтового покриву і кори вивітрювання беруть участь рослини, як нижчі, так і вищі, і особливо мікроорганізми. Важливе значення має накопичення грунтового гумусу, в якому акумулюється ряд найважливіших поживних речовин. Розкладання гумусових речовин – це довгостроково протікає процес за участю багатьох видів мікроорганізмів.

Одним з кінцевих продуктів корообразованія є глиниста речовина. Воно активізує мікробіологічні процеси і сприяє утворенню гумусу, а крім того, зберігає певну частину сонячної енергії. Поряд з цим глинисті частинки є хорошими адсорбентами, що перешкоджають вимиванню гумусових речовин.
Грунтові організми перерозподіляють органічна речовина, виробляють більш стійкі його модифікації, створюють фонд мінерального живлення рослин, перетворять пористу водоємні структуру грунту. Особливо велику за масштабами та значенням роботу проводять дощові черв’яки. Вони безперервно переробляють грунт і створюють копроліти. Останні являють собою високоміцні органомінеральні агрегати, зцементовані слизовими виділеннями з стінок кишечника черв’яків і володіють певною стійкістю до розмиву і дефляції. Особливо копроліти цінні як живильний субстрат, оскільки містять в значних кількостях розчинні сполуки фосфору, калію, магнію.

Геохімічні особливості і потужність кори вивітрювання безпосередньо пов’язані з ландшафтно-кліматичної зональністю. Найбільш потужна ферріаллітная і аллітная кора вивітрювання (латерити) приурочена до вологих тропіків і виникає на добре дреніруемих піднятих масивах. Там, де дренаж ослаблений, формується сіаллітная каолинитовій кора вивітрювання. Там, де існує ослаблений термічний режим, як, наприклад, в помірному поясі, формуються гідрослюдисті і рідше монтморилонітові кори вивітрювання.

У глинистих утвореннях кори вивітрювання у великій кількості присутні різноманітні бактерії, життєдіяльність яких викликає пониження кислотності циркулюючих вод. Незважаючи на те що швидкість утворення кори вивітрювання мала і складає всього 0,02-0,5 мм / рік, вона відіграє величезну роль, так як є місцем проживання і роботи численних мікроорганізмів.
При різкому дефіциті вологи в жарких пустелях в результаті капілярного підняття багатьох кремнієм вод виникає кремнистая аккумулятивная кора – сількрети. При дещо кращому зволоженні в напівпустелях і в сухий савані формується аккумулятивная карбонатна кора – Каліче. У аридних і семіарідних умовах часто виникає своєрідна гіпсова кора – Гажа. В умовах тропічного змінно-вологого клімату на корі вивітрювання утворюються кіраси, що представляють собою алюможелезістую щільну кірку.

Відсутність промивного режиму, низький вміст у підземних водах біогенних речовин, а також висока їх мінералізація служать непереборним бар’єром для розвитку процесів корообразованія.
З переходом з областей з жарким кліматом в помірний і далі в холодний пояс спостерігаються скорочення масштабів біогеохімічного вивітрювання і нарощування інтенсивності фізичного типу вивітрювання.
Грунтово-елювіальний чохол знаходиться в безперервному розвитку. Він то руйнується, то поновлюється.

ПОДІЛИТИСЯ:

Дивіться також:
Камбоджа