Жива речовина і її роль в біосфері

Жива речовина (ЖР) перетворює енергію сонячних променів в потенційну, а потім - в кінетичну енергію біохімічних процесів. Як вважають К.М. Ситник та С.П. Вассер (1992) жива речовина БС утворює 1447609 видів живих організмів; на думку інших дослідників – до 80 - 90 млн. видів. За останніми оцінками ЖР складає 18 ∙ 10¹¹ т [12]. Фітомаса в 2,5 тисячі разів перевищує зоомасу, в той час як видова диференціація тварин у 6 раз більша ніж у рослин. Якщо б ЖР розмістити рівномірно на поверхні Землі, то вона утворила б плівку товщиною всього лише 5 мм. Однак, ЖР надто нерівномірно розподілена в різних частинах БС і відіграє величезну роль в планетарних процесах.

 Сукупність і біомаса живих організмів в БС, або сукупність організмів усієї БС або будь-якої її частини, які виражаються в одиницях маси, енергії та інформації слідом за В.І. Вернадським звичайно називають «живою речовиною. Зважаючи на такий підхід, роль ЖР у земній корі та на її поверхні уявляється у зовсім іншому вигляді. Як відзначав В.І. Вернадський, на земній поверхні немає хімічної сили, більш постійно діючої, а тому більш могутньої за кінцевими наслідками, ніж жива речовина.

Елементний склад ЖР відрізняється великою різноманітністю, але із великого числа (стабільних - 92) ХЕ домінують (% від ваги): О – 70 %, С – 18 %, Н - 10,5 %, Ca - 0,5 %, N - 0,3 %,  K - 0,3 %, Р - 0,07 %, S - 0,05 %, Mg - 0,04 %, Si, Na, Cl - по 0,02 %, Fe - 0,01 %. На долю О, С та Н припадає 98,5 %. Перелічені ХЕ відносяться до макроелементів. Крім того, до складу ЖР входять іще мікроелементи (Сu, Mn, Zn, V, Mo, Co та ін.) і ультрамiкроелементи (La, Os та ін.). Серед хімічних сполук перше місце в складі ЖР займає вода. Так, у медузи тіло містить 96 % води, а маса тіла людини на 60-65 % складається з води. Кількість хімічних сполук, що складаються із типових біогенних ХЕ надзвичайно велика, але серед них можна виділити основні класи органічних сполук: вуглеводи, білки, ліпіди, нуклеїнові кислоти.

Кожний вид фіто- і зооценозу має свій хімічний склад. Це такий же видовий показник, як морфологія або біогеографічна зональність. Організми мають вибіркову (селективну) здатність накопичувати ХЕ. Здатність деяких рослин і тварин до вибіркової акумуляції великої кількості ХЕ із оточуючих природних середовищ (ґрунтів, підґрунтів, вод, інколи повітря) дозволяє розглядати їх як біогеохімічні індикатори.

В.І. Вернадський уперше відзначив величезну роль ЖР в геохімічних процесах. Міграція ХЕ в БС відбувається при безпосередній участі живої речовини (біогенна міграція) або при її непрямій участі (суть закону біогенної міграції Вернадського).

Уперше нашу планету як живий організм став сприймати В.І. Вернадський, який зазначав, що геологічні (геохімічні) і біологічні процеси на планеті розвиваються спільно, допомагаючи один одному. Геохімічні процеси прямо або непрямо контролюють функціонування ЖР.

Абіотичні фактори контролюють діяльність організмів, але і самі організми в свою чергу впливають на абіотичне середовище і контролюють його розвиток, тому що між біотопом і біоценозом відбувається обмін речовинами та енергією. Весь хід розвитку БС говорить про те, що організми, особливо мікроорганізми, разом з абіотичним середовищем створюють складну систему регулювання, підтримуючи на Землі умови, сприятливі для життя, а на певній стадії розвитку БС організми почали і продовжують контролювати склад атмосфери. Розповсюдження біологічного контролю на глобальний рівень стало основою гіпотези Геї (Гея - давньогрецька богиня Землі), яка була запропонована англійським хіміко-фізиком Дж. Лавлок і американським мікробіологом Л. Маргуліс (1973-1979 рр.). Вони  висловили думку про те, що біологічна і геохімічна складові пов'язані як симбіоз в атмосферних процесах, що підтримують земний клімат у відносно стійкому стані, який сприяє постійному розквіту життя. На їх думку, склад атмосфери з її унікально високим вмістом О₂ і низьким вмістом СО₂, а також температурні умови і середовище кислотності на земній поверхні не можна пояснити, якщо не враховувати, що основну роль відіграла буферна (пом'якшувальна) активність ранніх форм життя (3 млрд. років тому). Вона координувалася активністю рослин і мікроорганізмів, що згладжувала коливання фізико-хімічних чинників. Дж. Лавлок і Л. Маргуліс показали, що температура поверхні планети ніколи не змінюється більш ніж на декілька градусів від її середньої величини. Ця величина залишається у вузькому температурному діапазоні, хоч, як вважають астрономи, з часу зародження БС сонячна радіація зросла на 30-50 %. Дж. Лавлок розглядає повітря як „…складову частину самого життя, зроблену живими істотами для підтримки життя”. Згідно з гіпотезою Геї, внаслідок взаємодії між біологічними і геохімічними процесами підтримується постійна кількість О₂ (20,9 %) в атмосфері.

При певній концентрації O₂ дуже токсичний для клітин і тканин організмів. Організми не витримують концентрації O₂, яка перевищує атмосферну на 1 % (ефект Пастера). Низька концентрація O₂ у атмосферному повітрі також обмежує можливості існування організмів Відомо, що зростання О₂ на 1 % підвищує імовірність пожеж на 60 %, а при збільшенні на 4 % вся планета буде охоплена напалмом і знищена вся жива речовина. Потрібно зазначити, що О₂ і СО₂ циклічно взаємодіють. Незважаючи на зміну сонячної активності, числа і різноманітності живих організмів, вміст О₂ зберігається всередині дуже вузького діапазону. По Дж. Лавлоку, це пов'язано з тим, що надлишок О₂ „гаситься” СН₄ в процесі реакції: СН₄ + 2О₂ = СО₂ + 2Н₂О.

Гіпотеза Геї вказує на важливість вивчення і збереження регулюючих механізмів, які дозволяють БС пристосуватися, щонайменше, до деякої кількості не зосереджених у одній точці забруднень, наприклад, забруднення СО, NO_x, „теплом” і т.д. [1]. Знижуючи рівень забруднення, людина повинна зберігати цілісність і масштабність буферної системи життєзабезпечення, тобто підтримувати функцію біологічного контролю стану довкілля.

7. Схема еволюції біосфери

Довготермінова еволюція БС проходила під впливом алотигенних (зовнішніх) сил, таких як геологічні і кліматичні зміни, а також аутигенних (внутрішніх) процесів, що обумовлено активністю живих компонентів. За різними джерелами вік БС коливається від 4,25 до 3,5-3 млрд. років.

До появи організмів і кисню у атмосфері Землі, вона була схожа на інші планети Сонячної системи. Якщо припустити, що склад атмосфери формувався в добіосферний період внаслідок вихолодження розжареної земної оболонки, то він повинен бути схожий з продуктами вулканічної діяльності (80 % Н₂О, 10 % СО₂, 5-7 % H₂S, 0,5-1 % H₂, N₂ та CO, сліди СH₄, HCl, інертні гази). За іншою схемою вміст CH₄ повинен бути значно вищим. Безперечним є те, що серед компонентів атмосфери не було вільного О₂. У складі атмосфери були наявними гази, отруйні для більшості організмів. Через відсутність кисню не існувало озонового екрана, який захищає живі організми від згубного впливу ультрафіолетового випромінювання.

Першими живими організмами були дріжджоподібні анаеробні мікроорганізми, які отримували необхідну для дихання енергію шляхом бродіння. Оскільки бродіння менш ефективне, ніж кисневе дихання, то примітивне життя не могло еволюціонувати далі одноклітинної стадії прокаріотів. Поступове збільшення у воді кількості кисню за рахунок життєдіяльності організмів та його дифузія в атмосферу близько 2 млрд. років тому (в протерозої) викликали істотні зміни в хімічному складі БС і зробили можливим утворення й розвиток еукаріотів. Це, в свою чергу, призвело до еволюції більш великих і більш складних біосистем. В міру того, як зростав вміст кисню в атмосфері, озоновий шар ставав більш потужним і здатним екранувати ультрафіолетове випромінювання. Життя тепер могло розвиватися в приповерхневих частинах водоймищ. Далі виникло „позеленіння” суші. Протягом порівняно короткого часу (590 млн. років), тобто в палеозойську, мезозойську і кайнозойську ери, життя поширилось не тільки на морські, але й на континентальні ландшафти.

 В девонському періоді (близько 410 млн. років тому) вміст О₂ в атмосфері досяг рівня, близького до сучасного. У кам’яновугільному періоді (350 млн. років тому) відбулось деяке зниження вмісту О₂ й збільшення вмісту СО₂, що сприяло „парниковому ефекту”, а наприкінці кам’яновугільного періоду концентрація CO₂ дещо знизилась, що супроводжувалось зледенінням. Деякі дослідники вважають, що після цього відношення О₂/СО₂ істотно не змінилося й відбиває стан, який можна назвати коливним стаціонарним. Однак антропогенне забруднення атмосфери може зробити цей стан „нестаціонарним”.

Критичні для історії БС рівні вмісту кисню називаються „точками Пастера”: 1) досягнення О₂ в атмосфері 1 % від сучасного вмісту, коли стало можливе аеробне життя (архей, 3,5 млрд. років тому); 2) точка формування озоносфери - досягнення кількості О₂ в атмосфері 10 % від сучасного (архей - кембрій, 3 - 2,6 млрд. років тому); 3) видимо, доцільно говорити і про третю точку, яка відповідає приблизно сучасному вмісту О₂ (близько 20 %), коли стало можливе життя на суші (девон, 0,41 млрд. років тому).