Реферати українською
Озон та життя - Екологія -

Озон та життя - Екологія - Скачать бесплатно

Надзвичайну важливість не тільки для історичної геології, а й для сучасної людини має питання про співвдношення життя та озона, що є в атмосфері. Можна вважати, що життя — рослинний та тваринний світ — зміг розвинутися на Землі тільки тогді, коли виник достатньо потужний «озоновий щит», що захищає її від ультрафіолетової радіації Солнця. Зрозуміло, що процей щит ми маємо піклуватися і зараз.

Хоча вік Землі оцінено зараз доволі точно - біля 4,5-10 9 років,про первинну атмосферу Землі нам відомо дуже мало. Якщо Земля виникла з космічного протопланстної хмари, у складі якої знаходився у великій пропорції водень, то цей водень було досить рано загублено Землею. Геологи вважають, що відома нам атмосфера Землі вторинна та утворилася з вулканічних газів або вивільнена з геологічних порід. В цих газах не було вільного кисню (так його майже немає в атмосферах інших планет). Така вулканічна атмосфера Землі складалася тоді, біля 109 років тому, мабуть, тільки з Н2, НОH, N2 та СО2. Тоді на Землі майже не було життя. Ультрафіолетова радіація з довжиною хвилі меньш ніж 307 нм могла знищити ДНК живих клітин (краще сказати, зашкоджувати їх розмноженню, якщо б вони виникли). Тільки потужній шар води міг захистити живу речовину від радіації. Поздніше в атмосфері зявився кисень, а з нього виник захисний шар озону.

Можна вважати, що водяна пара почала розкладатися під дією ультрафіолетової радіації з h = 134 ... 237 нм по реакції OНО + hv —- ОН + Н. При цьому атоми водню Н могли уникнути з верхньої гарячої атмосфери — такий процесс вивчено зараз добре — со скоростью 107 . . . 108 атомів з 1 см2 в секунду. Далі при реакції ОН + ОН —- НО + О утворювався вільний кисень.

Э. Хестведт та С. Хенриксен в праці, що була опублікована в університеті в Осло в 1973 г., вважають, що саме таким було годоине джерело кисню в атмосфері давніх геологічних эпох. Спеціалісти геологи вважають, що утаорений О2 майже весь швидко використовувався на окислення порід земної поверхні.

Джерелом вільного озону міг також бути процес фотосинтезу.

При цьому є осить важливою більш точна оцінка небезпечної радіації, що первоначально тормозила виникнення живої речовини. Так, в работі Беркнера и Маршалла було прийнято, що для життя — для ДНК — небезпечною є спектральна область с а = 240 . . . 285 нм при энергетичній освітленості в цій області більш ніж 10 ^Вт-м"2. Поздніше М. Ратнер та Дж. Уокер вибрали інший критерій. Хоча у більш довгих хвиль эфект, що знищує ДНК, понижується, энергія променів Сонця в цих хвилях набагато більша, а захисна властивість інших органічних речовин, що оточують клітинне ядро, мала. При цьому небезпечною ультрафіолетовой радіацією є 10~1 Вт-м~2 для всієї області спектра с h < 302 нм.

Так виникло унікальне явище в геологічній історії —до так званого еволюційного вибуху. Після того як в архейскій ері сотні мільйонів років існували тільки примітивні організми — бактерії та водорості, частково навіть анаеробні організми в мілководных морях та озерах, в палеозойскій ері розвиток життя швтдко піднявся на високий рівень. В силурійскій період проходив розвиток багатого життя в морі, де зявились роды риб, а в кінці його, біля 440 млн. років тому, зявилась рослинністть на суші — предки сучасних папоротнепдібних та плаунів. В девоні, приблизно 370 млн. років тому, розквітло тваринне життя в багатих лісах. Так почався період підсиленного фотосинтезу та швидкого накопичення кисню в атмосфері.

Безсумнівно, що в кисневій атмосфері виник шар озону тобто озоннй екран, спочатку, біля поверхні Землі. При вмісті кисню біля 0,1 сучасної його кількості (РАL — present stmospheric level) шар озону піднявся вже в стратосферу.

Рисунок 1 показує, як шар озону, що зародилася ще при концентрации кисню біля 3*10-4 РАL скоро досяг на рівні максимуму озону, концентрації N3 = 1013 молекул в 1 см3 та поступоио розповсюдився в більш високі шари атмосфери при накопиченні О2 от 3-10-4 РАL до 1 РАL.

На рис. 2 показано, як пропускала така озоносфера радіацію Сонця до поверхні Землі. Майже вся радіация з h=280 нм відфільтровувалась вже при 2-*10-2 РАL. Цей момент відмітив собою появу развинутого життя на суші. Ще трохи раніше при (2 ... 3)*10-3 РАL такому відфільтровуванню допомагав шар води товщиною приблизно 2 м, також зменьшуючий дію уль-трафіолетової радіації. Тоді ,мабуть, життя могло почати розвиватись інтенсивно у воді, в теплих прибережних водах, озерах.

Якщо врахувати, що джерелом кисню була фотоднсоціація водяної пари, то эволюційний вибух міг відбутися тільки при дуже швидкому насиченні — за геологічою шкалою часу — атмосфери водяною парою, що почачла енергійно розкладатися на сонячному світлі.

Якщо ж допустити, что жття поступово утворювало фотосинтетичне джерело кисню, після того як розклад пари або життя в морі утворили первинне підвищення рівня кисню до (2 ... 3)- 10-3 РАL, то швидкість еволюційного вибуху добре пояснюється таким механізмом з сильним додатнім звязком. Пояснюється й послідовність розвитку життя у воді й на суші

.Питання про озоновий шар дуже гостро постало в наші дні.

Міжнародна метеорологічна організація виступила в 1976 р. з проектом «Глобального вивчення й моніторингу озону». Проект энергійно подтримала й Межнародна комісія з атмосферного озону. В березні 1977 г. Це питання буо розглянуто у «Программі Організации Обєднанних Націй з оточуючого середовища «UNEP». В травні того ж року в Женеві зібрались спеціалісти,що вивчали новітні прибори й можлиаості координованних спостереженнь найбільш біологічно активної частини сонячного спектру — між 290 _ 320 нм. Вже у 1978 р. спеціальний циркуляр ММО вже рекомендував країнам організацию спостереженнь уль-трафіолетової радіації .

Ідея небезпеки знищення шару озону та його наслідках призвела до створення в США спеціальної «Програми визначення кліматичних впливів» (СIАР) (під загальним керівництвом Департаменту транспорту США), маючи на увазі викиди стратосферної авіації. З цією ціллю в 1972 . . . 1975 рр. було зроблено 4 конференції спеціалістів з проблем авіації, фізиці атмосфери, та забруднення й озону. Аналогична програма (СОVOS) було утварено у Франції.

В наш час головною рисою розподілення радіаці по земній куліє її широтна залежність. Розрахунки показують, що тропічний пояс має отримувати до 360 . . . 420 Вт-ч-м-2 на місяць. Таким чином, знищення шару озону має по різному вплинути на тропичній та помірнній зоні на населенні.

ОЗОНОВИЙ ЩИТ ЗЕМЛІ

Історія вивчення озону не дуже тривала. Заслуга вікриття його шару належить фізикам із Франції: Ш. Фабрі та А. Б'юіссону, які в 1913 р. довели, що випромінювання Сонця з довжиною хвилі від 200 до 300 нм інтенсивно поглинається атмосферою Землі. Це було істотне досягнення, бо частина вчених тоді вважала, що ультрафіолетове випромінювання поверхні Сонця поглинається його власною атмосферою—протяжною газовою оболонкою, що оточує Сонце.

Який же дійсний вплив сонячного випромінювання на планету Земля?

Графік (спектр) випромінювання Сонця наведений на малюнку 3, де на горизонтальній осі в нанометрах (Ю"9 м) указані довжини електромагнітних хвиль, випромінюваних фотосферою Сонця. По вертикалі відкладена потужність, що припадає на одиницю перпендикулярної до сонячних променів поверхні, розташованої поза атмосферою нашої планети.

Існує велика відмінність у кількості енергії, яку випромінює Сонце в різних діапазонах довжин хвиль. Максимум випадає на видиме світло—той діапазон, до сприймання якого пристосоване око людини. Максимум чутливості вдень припадає на зелене світло, тобто на максимум у спектрі випромінювання Сонця. Лише в сутінках краще сприймається синє світло.

Промені великих довжин хвиль названі «інфрачервоними» чи тепловими, бо їх випромінюють усі тіла. що мають невисоку температуру. Такі промені йдуть і від людини (максимум випромінювання—майже 10 тис. нм), радіатора опалення, праски й усіх оточуючих нас тіл і предметів. Чимало живих істот, наприклад, змії, сприймають теплові промені й можуть успішно полювати в темряві.

Світло складається з окремих порцій енергії, тобто квантів або фотонів. Чим менша довжина електромагнітної хвилі фотона, тим більшою є його енергія, яка при поглинанні фотона будь-яким тілом переходить до його часточок. Вбирання інфрачервоних фотонів при малій енергії посилює коливання молекул, тобто зумовлює нагрівання тіл. Зовсім іншою виявляється дія на молекули ультрафіолетових фотонів, у яких мала довжина хвилі та велика енергія. Таке випромінювання не сприймається людським оком. Під час поглинання подібних фотонів молекула розщеплюється на частини, якщо енергія окремого фотона достатня для розриву зв'язків між ними. На малюнку 2 вказано, що таких променів небагато, а довжини їхніх хвиль коливаються від 1 до '100 нанометрів. До діапазону 290—400 нм належить ультрафіолет - А (УФ-А).

Фотони цього діапазону викликають засмагу шкіри, бо при поглинанні їх поверхнею нашого тіла відбуваються хімічні зміни молекул у клітинах. Малі дози такого опромінення корисні тим, що сприяють утворенню вітамінів групи Д. посилюючи імунітет

Діапазон довжин хвиль від 280 до 315 нм відносять вже до ультрафіолету-В (УФ-В). Як помітно з малюнку 2, у цьому інтервалі довжин енергія випромінювання Сонця зменшується майже у 100 разів. Причина криється в тому, що Сонце має невисоку температуру поверхні і вибухові процеси на ньому мають слабку активність, тому фотонів із дуже великою енергією утворюється мало. Ця обставина у свій час сприяла виникненню й утвердженню життя на Землі.

Фотони діапазону УФ-В мають тільки трохи більшу енергію, ніж УФ-А, але ця невелика різниця є дуже важливою. Цього збільшення енергії достатньо, щоб розщепити молекули білків v клітинах на частини. Порушується діяльність клітин, різко збільшується можливість виникнення мутацій, більшість з яких, певно, матиме негативні наслідки. Подібна шкідлива дія на живі клітини ще більше притаманна фотонам із діапазону УФ-С, у яких довжина хвилі менша 280 нанометрів. Таких фотонів у сонячному промінні у тисячі разів менше, ніж фотонів діапазону УФ-А.

Існує велика відмінність у кількості енергії, яку випромінює Сонце в різних діапазонах довжин хвиль. Максимум випадає, як і слід було чекати, на видиме світло — той діапазон, до сприймання якого пристосоване око людини. Максимум чутливості вдень припадає на зелене світло, тобто на максимум у спектрі випромінювання Сонця. Лише в сутінках краще сприймається синє світло.

До майже 90-кілометрової висоти склад повітря практично такий, як довкола нас: серед кожних 100 молекул є 78 молекул азоту (Мг), 21—кисню (Оз) та близько однієї аргону (Аг). Одна молекула вуглекислого газу припадає на З тисячі інших молекул повітря. Концентрація пари води часто перевищує концентрацію вуглекислого газу, а при великій вологості та теплій погоді вона може поступатися тільки кисню й азоту. Вміст усіх інших газів, у тому числі й озону, значно менший і коливається в різних місцях Землі та на різних висотах. Одна молекула озону в середньому припадаєна_2 млн інших молекул у повітрі. Саме «в середньому», бо розподіл озону по висоті виявляється дуже нерівномірним. Причина цього полягає в механізмі його утворення. Ультрафіолетові промені малої довжини поглинаються на висотах близько 90 км і вище. де з'являються вільні електрони та позитивно заряджені молекулярні іони. Так виникають шари земної іоносфери, які можуть проводити стр і відбивати радіохвилі певних діапазонів.

Ультрафіолетові фотони з довжиною хвилі 242 нм і м менше поглинаються переважно молекулами кисню, що ві до їх розпаду на два окремі атоми за реакцією

О2+ фотон = О+О

До висоти 20 чи ЗО км відбувається майже повне поглинання УФ-С киснем. Отже. утворення озону при потрійних зіткненнях, що описується рівнянням: О2+О+Х = О3+Х*, може відбуватися вже па висотах 60—90 кілометрів. Але через те, що густина повітря там дуже мал потрійні зіткнення не часті, швидкість утворення озону є великою. Так само незначна вона і на висотах 10—20 куди потрапляє надто мало УФ-С і кількість атомарного кисню виявляється мізерною. Отже, існує висота, де швидкість утворення озону найбільша: майже 50 км над поверхнею Землі.

Саме процес руйнації озону і є найбільш цінним для життя.. Відносна нестійкість молекули озону зумовлює можливість її розпаду при поглинанні ультрафіолетових променів істотно більшої довжини хвилі від тих, що поглинаються киснем. Особливо інтенсивно молекули оз вбирають фотони з довжиною хвилі між 200 і 310 нм. Це дуже важливо, бо такі фотони порівняно слабо поглинаються іншими газами, що входять в атмосферу Землі. Саме шар озону служить щитом, він захищає все живе нашій планеті від згубного ультрафіолетового випромінювання Сонця.

Розклад озону під впливом УФ-В — реакція зворотня реакції його утворення. Формується циклічний безперервний процес утворення - розпаду озону, що описується реакціями.

О2 + фотон 242 нм = О+ О,

О + О2 + Х = О3+ X* (виділення тепла),

Оз + фотон 200—310 нм = О2 + О,

О + О + Х = О2 + Х* (виділення тепла).

Наслідком циклу є повиє відновлення початкових молекул, поглинання більшої частини ультрафіолетового випромінюваиня Сонця й перетворення ного в тепло. Саме цим пояснюється підвищення температури повітря над Землею бишє 20 кілометрів. Найвища температура виявляється на висоті близько 50 км, тобто там. де швидкість утворення та розпаду озону є найбільшою. Саме на цих висотах у результаті озонового циклу виділяється багато тепла.

Поглинання озоном ультрафіолету-В — не єдиний варіант його розпаду. В циклі утворення та знищення озону включені й гази, що наявні у незначних кількостях у атмосфері Землі. Наведемо приклад одного з таких процесів, найістотнішого для незабрудненого повітря. У ньому беруть участь моноксид азоту Р^О та діоксид азоту МОг, які утворюються в незначних кількостях внаслідок процесів, що відбуваються в зоні іоносфери Землі.

Процес виявляється циклічним: озон реагує з моноксидом азоту і потім утворюються кисень і діоксид азоту. Останній приєднує (тимчасово) атомарний кисень і розпадається на двохатомну молекулу кисню та молекулу моноксиду азоту:

Оз+ NО = NО2 + О2,

NO2 + О = NО + О2.

Результат — відновлення молекули моноксиду азоту та розклад молекул озону за такою спрощеною схемою Оз + О —> О2 + О2. Отже, молекула моноксиду азоту прискорює швидкість розпаду озону у стратосфері, не змінюючи свого хімічного стану. Тож моноксид азоту є каталізатором реакції розпаду озону в стратосфері Землі. До речі, не один лише моноксид азоту має такі властивості, про що йдеться далі.

Наслідком розглянутих вище процесів утворення та розпаду озону стає озоновий профіль атмосфери. Велика швидкість розпаду озону через поглинання ультрафіолетового випромінювання Сонця на висотах 40—90 км приводить до того, що максимальна його кількість спостерігається в межах 20—ЗО км, де число молекул в одному кубічному сантиметрі досягає 5 • 1012. При зменшенні висоти над рівнем моря густина озону зменшується, а середня кількість його молекул у кожному кубічному сантиметрі повітря біля поверхні Землі близька до 6 • 10". На перший погляд це здається досить великим числом. Насправді ж на рівні моря кожна молекула озону припадає на 25 млн інших молекул газів, що входять до складу атмосфери. Концентрація озону є найменшою внизу і чим вище він буде над рівнем, тим більше зростає (майже в 250 разів), досягаючи м мального значення в 10~5 на висоті 35 км. Там кожна з 100 тис. молекул — молекула озону, це теж не дуже багато. Хоч названий газ і має надлишкову енергію, але вона по собі не така вже й велика. При миттєвому розпаді озону на висотах його максимальної концентрації виділилася б така кількість енергії, якої вистачило б тільки на підвищення температури атмосфери в цій зоні на... 0,1 градуса. Велике ж підвищення температури повітря на цих висота пов'язане з виділенням за посередництвом озону енергії ультрафіолетової ділянки сонячного випромінювання.

Спостереження протягом десятиріччя за шаром озону переконують, що його середня товщина шару лишається практично сталою і лише в останні роки помітне повільне зменшення. А от його миттєва кількість над певним пунктом земної поверхні може змінюватися наполовину, а інколи й більше. Це пов'язано з горизонтальним переміщенням, підніманням або опусканням окремих повітряних мас з істотно різною концентрацією озону. Від однієї пори року до іншої кількість озону над певним місцем змінюється в межах 10 %, а середньорічна залежить від активності Сонця. 1989 рік був роком максимальної активності останнього і найбільшої кількості озону в атмосфері нашої планети. Точні виміри кількості озону вимагають акуратності та численних вимірів у багатьох точках Землі. Яка ж загальна кількість озону в озоновому щиті? Надзвичайно мала: маса Оз= 3 — 5-10т.

За одиницю кількості озону над даним місцем земної поверхні умовилися брати шар озону товщиною 0,01 мм (10 мікрометрів). Ця одиниця названа «добсон» (Дб) на честь професора Оксфордського університету Добсона, який заслужив повагу наукової громадськості своїми багаторічними вимірюваннями характеристик озонового шару. Зі сказаного вище випливає, що середня кількість озону становить від 200 до 300 добсонів.

ФІЗИКО-ХІМІЧНІ ВЛАСТИВОСТІ ОЗОНУ

Це слово в перекладi з грецької мови означає «пахучий», «запашний», «той, що пахне». Кожен is нас вiдчував характерний рiзкий запах цього синюватого газу після грози з частими блискавкам чи при перебуванні бiля пристроїв або машин (в момент утворення iскор у відкритому повітрi). Втiм, що речовини перебувають у газовому станi лише при температурах, сприятливих для життя людини. Озон можна перетворити у рiдину при охолодженні до —111,9 "С, а при вищих температурах він перебуває вже в газоподiбному стані. Максимальна температура рідкого кисню (О2) при атмосферному тиску (температура його кипіння) становить—183 "С.

Хімічний елемент кисень існує в атмосфері в вигляді трьох алотропічних видоизмін: О2 — молекулярному, О — атомарному и О3 — трьохатомному, що власне і називається озоном та утворюється при хімічному зєднанні перших двох. Тому більшість властивостей молекули озону можна зрозуміти краще, виходячи з властивостей молекулярного й атомарного кисню.

На основі вивчения спектральних властивостей озону були отримані дані про будову його молекули. Молекула О3 стала класичним прикладом використання спектральных даних для розрахунків довжин звязків та розмірів центрального кута. Відповідно до загальноприйнятої моделі молекули О..,, атоми в ній розташовуються у вершинах рівнобедреного тупокутного трикутника, причому відстані між атомами дорівнюють (1,278 ±0,003)-10"" см, а значення центрального кута складає 116°50' ±30'. Маса молекулы 0^3' складає 7,97.'1023 г.

В молекулу озону можуть входити атоми більш важких ізотопів кисню О17 и О18. За наближеними оцінками в атмосферному озоні знаходиться біля 0,21"" молекул О^О^О'" та 0,41 "о молекул О^О^О".

Газоподібний озон при стандартних температурі та тиску має щільність рдц = 2,144- 10"3 г-см"3. Теплоємність газу Ср зменшується із зниженням температури: при 473 К с = = 904 Дж- кг-1. К-1, при 273 К с„ - 795 "Дж. кг-1- К-1, при 100 К Ср =-- 690 Дж.кг-^К-1.

Озон перетворюється на рідину при температурі 161,3 К (температура кипіння) в темно-синю рідину з щільністю 1,46 г-см~3. Питома теплота випаровування рідини 316 000 Дж-кг"1. При температурі 90 К рідкий озон має щільність 1,57 г см~3, а безпосередньо перед затвердінням його щільність складає 1,614 г-см~3. Температура затвердіння, за даними різних авторів, відрізняється на 2—3 К та складає приблизно 78 К. Тверда кристалічна структура має темно-фіолетовий колір.

Характерний запах озону відчувається при концентрации

Это интересно

Реклама

Поиск рефератов

Еще рефераты

Афоризм

Экономия - это способ тратить деньги без всякого удовольствия.

Гороскоп

Счётчики