Виникнення і еволюція атмосфери Землі

Сучасна атмосфера Землі являє собою результат тривалого еволюційного розвитку. Вона виникла в результаті спільних дій геологічних факторів і життєдіяльності організмів. Протягом усієї геологічної історії земна атмосфера пережила кілька глибоких перебудов. На основі геологічних даних і теоретичних (передумов первозданна атмосфера молодої Землі, що існувала близько 4 млрд. років тому, могла складатися з суміші інертних і благородних газів з невеликим додаванням пасивного азоту (Н. А. Ясаманов, 1985; А. С. Монин, 1987; О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1991, 1993). нині погляд на склад і будову ранньої атмосфери кілька видозмінився. Первинна атмосфера (протоатмосфера) на самій ранній протопланетной стадії., тобто старше ніж 4,2 млрд. років, могла складатися з суміші метану, аміаку і вуглекислого газу. в результаті дегазації мантії і що протікають на земній поверхні активних процесів вивітрювання в атмосферу стали надходити пари води, сполуки вуглецю у вигляді СO2 і СО, сірки та її сполук, а також сильних галогенних кислот – НСI, НF, НI і борної кислоти, які доповнювалися перебували в атмосфері метаном, аміаком, воднем, аргоном і деякими іншими благородними газами. Ця первинна атмосфера була надзвичайно тонкою. Тому температура в земної поверхні була близькою до температури променистого рівноваги (А. С. Монин, 1977).

З плином часу газовий склад первинної атмосфери під впливом процесів вивітрювання гірських порід, що виступали на земній поверхні, життєдіяльності ціанобактерій і синьо -зелених водоростей, вулканічних процесів і дії сонячних променів став трансформуватися. Призвело це до розкладання метану на водень і вуглекислоту, аміаку – на азот і водень; у вторинній атмосфері стали накопичуватися вуглекислий газ, який повільно опускався до земної поверхні, і азот. Завдяки життєдіяльності синьо -зелених водоростей у процесі фотосинтезу став вироблятися кисень, який, однак, на початку в основному витрачався на «окислення атмосферних газів, а потім і гірських порід. При цьому аміак, окислів до молекулярного азоту, став інтенсивно накопичуватися в атмосфері. Як передбачається, значна сподіваєшся азоту сучасної атмосфери є реліктової. Метан і оксид вуглецю окислялись до вуглекислоти. Сірка і сірководень окислялись до SO2 і SO3, які внаслідок своєї високої рухливості і легкості швидко віддалилися з атмосфери. Таким чином, атмосфера з відновної, якою вона була в археї і ранньому протерозої, поступово перетворювалася на окислювальну.
Вуглекислий газ надходив в атмосферу як внаслідок окислення метану, так і в результаті дегазації мантії і вивітрювання гірських порід. У тому випадку, якщо б весь вуглекислий газ, що виділився за всю історію Землі, зберігся в атмосфері, його парціальний тиск в даний час могло стати таким же, як на Венері (О. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1991). Але на Землі діяв зворотний процес. Значна частина вуглекислого газу з атмосфери розчинялася в гідросфері, в якій він використовувався гідробіонтами для побудови своєї раковини і біогенним шляхом перетворювався на карбонати. Надалі з них були сформовані найпотужніші товщі хемогенних і органогенних карбонатів.

Кисень в атмосферу надходив з трьох джерел. Протягом тривалого часу, починаючи з моменту виникнення Землі, він виділявся у процесі дегазації мантії і в основному витрачався на окислювальні процеси, Іншим джерелом кисню була фотодисоціація парів води жорстким ультрафіолетовим сонячним випромінюванням. Появ; вільного кисню в атмосфері привело до загибелі більшості прокаріотів, які мешкали у відновних умовах. Прокаріотні організми змінили місця свого проживання. Вони пішли з поверхні Землі в її глибини і області, де ще зберігалися відновні умови. Їм на зміну прийшли еукаріоти, які стали енергійно переробляти вуглекислоту в кисень.
Протягом архею і значної частини протерозою практично весь кисень, що виникає як: абіогенним, так і біогенним шляхом, в основному витрачався на окислення заліза і сірки. Вже до кінця протерозою все металеве двовалентне залізо, що знаходилося на земній поверхонь або окислювалося, або перемістилося в земне ядро. Це призвело до того, що парціальний тиск кисню в раннепротерозойской атмосфері змінилося.

У середині протерозою концентрація кисню в атмосфері досягала точки Юри і становила 0,01 % сучасного рівня. Починаючи з цього часу кисень став накопичуватися в атмосфері і, ймовірно, вже наприкінці рифея його зміст досягло точки Пастера (0,1 % сучасного рівня). Можливо, в вендском періоді виник озоновий шар і Ь цього часу вже ніколи не зникав.
Поява вільного кисню в земній атмосфері стимулювало еволюцію життя і призвело до виникнення нових форм з більш досконалим метаболізмом. Якщо раніше еукаріотні одноклітинні водорості і цианеи, що з’явилися на початку протерозою, вимагали вмісту кисню у воді всього 10-3 його сучасної концентрації, то з виникненням бесскелетних Metazoa наприкінці раннього венда, тобто близько 650 млн. років тому, концентрація кисню в атмосфері повинна була б бути значно вище. Адже Metazoa використовували кисневе дихання і для цього було потрібно, щоб парціальний тиск кисню досягло критичного рівня – точки Пастера. У цьому випадку анаеробний процес бродіння змінився енергетично більш перспективним і прогресивним кисневим метаболізмом.

Після цього подальше накопичення кисню в земній атмосфері відбувалося досить швидко. Прогресивне збільшення обсягу синьо -зелених водоростей сприяло досягненню в атмосфері необхідного для життєзабезпечення тваринного світу рівня кисню. Певна стабілізація вмісту кисню в атмосфері сталася з того моменту, коли рослини вийшли на сушу, – приблизно 450 млн. років тому. Вихід рослин на сушу, що стався в силурийском періоді, призвів до остаточної стабілізації рівня кисню в атмосфері. Починаючи з цього часу його концентрація стала коливатися в досить вузьких межах, ніколи не сходило за рамки існування життя. Повністю концентрація кисню в атмосфері стабілізувалася з часу появи квіткових рослин. Ця подія відбулася в середині крейдяного періоду, тобто близько 100 млн. років тому.
Основна маса азоту сформувалася на ранніх стадіях розвитку Землі, головним чином за рахунок розкладу аміаку. З появою організмів почався процес зв’язування атмосферного азоту в органічну речовину і поховання його в морських опадах. Після виходу організмів на сушу азот став поховані і в континентальних опадах. Особливо посилилися процеси переробки вільного азоту з появою наземних рослин.

На рубежі кріптозоя і фанерозоя, тобто близько 650 млн. років тому, вміст вуглекислого газу в атмосфері знизилося до десятих часток відсотків, а змісту, близького до сучасного рівня, він досяг лише зовсім недавно, приблизно 10-20 млн. років тому.
Таким чином, газовий склад атмосфери не лише надавав організмам життєвий простір, а й визначав особливості їх життєдіяльності, сприяв розселенню та еволюції. Виникаючі збої в розподілі сприятливого для організмів газового складу атмосфери як через космічні, так і планетарних причин приводили до масових вимирань органічного світу, які неодноразово відбувалися протягом кріптозоя і на певних рубежах фанерозойськой історії.

ПОДІЛИТИСЯ: