Kuidas tekkis Maa hapnikuatmosfäär. Hapnikukatastroof. Vertikaalse arengu pilved

Levinuima teooria järgi atmosfäär
Maa on läbi aegade olnud kolmes erinevas koostises.
Algselt koosnes see kergetest gaasidest (vesinik ja
heelium), mis on püütud planeetidevahelisest ruumist. See on tõsi
nimetatakse primaarseks atmosfääriks (umbes neli miljardit
aastaid tagasi).

Järgmises etapis aktiivne vulkaaniline tegevus
tõi kaasa atmosfääri küllastumise teiste gaasidega, v.a
vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Niisiis
tekkis sekundaarne atmosfäär (umbes kolm miljardit
aastat kuni tänapäevani). See õhkkond oli taastav.
Järgmisena määrati atmosfääri moodustumise protsess järgmiselt:
tegurid:
- kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse
ruum;
- keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris toimel
ultraviolettkiirguse, pikselahenduse ja
mõned muud tegurid.
Järk-järgult viisid need tegurid kolmanda taseme moodustumiseni
atmosfäär, mida iseloomustab palju madalam sisaldus
vesiniku rõhk ja palju suurem - lämmastik ja süsinikdioksiid
gaas (moodustub ammoniaagi keemiliste reaktsioonide tulemusena
ja süsivesinikud).
aasta tulekuga hakkas atmosfääri koostis radikaalselt muutuma
Me sööme elusorganisme Maal fotosünteesi tulemusena,
millega kaasneb hapniku vabanemine ja süsiniku neeldumine
kloriidgaas.
alguses tarbiti hapnikku
redutseeritud ühendite oksüdeerimiseks - ammoniaak, süsinik
vesinik, raua raua vorm, mida leidub ookeanides
jne Selle etapi lõpus hapnikusisaldus
hakkas atmosfääris kasvama. Tasapisi kaasaegne
oksüdeerivate omadustega külm atmosfäär.
Sest see põhjustas suuri ja drastilisi muutusi
paljud protsessid, mis toimuvad atmosfääris, litosfääris ja
biosfääris nimetati seda sündmust hapnikukatalüsaatoriks
stroof.
Praegu koosneb Maa atmosfäär peamiselt
gaasid ja mitmesugused lisandid (tolm, veetilgad, kristallid
jää, meresoolad, põlemisproduktid). gaasi kontsentratsioon,
atmosfääri komponendid on praktiliselt konstantsed, välja arvatud
vee (H 2 O) ja süsinikdioksiidi (CO 2) kontsentratsioon.

Allikas: class.rambler.ru

Järelikult on Maa kaasaegse (hapniku)atmosfääri teke mõeldamatu ilma elussüsteemideta, s.t hapniku olemasolu on biosfääri arengu tagajärg. V.I. Vernadski hiilgav nägemus Maa nägu muutva biosfääri rollist leiab üha enam kinnitust. Elu tekketee on meile aga siiani ebaselge. V.I. Vernadsky ütles: "Oleme tuhandeid põlvkondi seisnud silmitsi lahendamata, kuid põhimõtteliselt lahendatava mõistatusega - elu mõistatusega."

Bioloogid usuvad, et elu iseeneslik tekkimine on võimalik ainult redutseerivas keskkonnas, kuid ühe neist, M. Rutteni ideedest lähtuvalt ei sega hapnikusisaldus gaasisegus kuni 0,02% tekkimist veel. abiogeensetest sünteesidest. Seega on geokeemikutel ja bioloogidel atmosfääri redutseerimise ja oksüdeerimise kohta erinevad arusaamad. Nimetagem neutraalseks hapniku jälgi sisaldavat atmosfääri, milles võiksid tekkida esimesed valgukogumid, mis põhimõtteliselt võiksid kasutada (assimileerida) oma toitumiseks abiogeenseid aminohappeid, võib-olla millegipärast ainult isomeere.

Küsimus pole aga selles, kuidas need aminoheterotroofid (organismid, kes kasutavad toiduna aminohappeid) toitusid, vaid selles, kuidas sai tekkida iseorganiseeruv aine, mille evolutsioonil on negatiivne entroopia. Viimane pole aga Universumis nii haruldane. Kas Päikesesüsteemi ja eriti meie Maa teke ei lähe vastuollu entroopiavooluga? Thales of Mitza kirjutas oma traktaadis: "Vesi on kõigi asjade algpõhjus." Tõepoolest, hüdrosfäär pidi esmalt moodustuma, et saada elu hälliks. V.I. Vernadsky ja teised meie aja suured teadlased rääkisid sellest palju.

V.I.Vernadskile ei saanud päris selgeks, miks elusainet esindavad ainult orgaaniliste molekulide vasakukäelised isomeerid ja miks saame igasuguses anorgaanilises sünteesis ligikaudu võrdse segu vasaku- ja paremakäelistest isomeeridest. Ja isegi kui me saavutame teatud tehnikate abil rikastamise (näiteks polariseeritud valguses), ei saa me neid puhtal kujul eraldada.

Kuidas saaksid tekkida üsna keerukad orgaanilised ühendid nagu valgud, valgud, nukleiinhapped ja muud organiseeritud elementide kompleksid, mis koosnevad ainult vasakukäelistest isomeeridest?

Allikas: pochemuha.ru

Maa atmosfääri põhiomadused

Atmosfäär on meie kaitsekuppel igasuguste kosmoseohtude eest. See põletab ära suurema osa planeedile langevatest meteoriitidest ja selle osoonikiht toimib filtrina Päikeselt tuleva ultraviolettkiirguse vastu, mille energia on elusolenditele saatuslik. Lisaks on just atmosfäär see, mis hoiab Maa pinnal mugavat temperatuuri – kui mitte kasvuhooneefekti, mis saavutatakse päikesekiirte korduval peegeldumisel pilvedelt, oleks Maal keskmiselt 20-30 kraadi külmem. Vee tsirkulatsioon atmosfääris ja õhumasside liikumine mitte ainult ei tasakaalusta temperatuuri ja niiskust, vaid loob ka maakera maastikuvormide ja mineraalide mitmekesisust – sellist rikkust ei leidu kusagil mujal päikesesüsteemis.

Atmosfääri mass on 5,2×10 18 kilogrammi. Kuigi gaasilised kestad ulatuvad Maast tuhandete kilomeetrite kaugusele, loetakse selle atmosfääriks vaid need, mis pöörlevad ümber telje kiirusega, mis on võrdne planeedi pöörlemiskiirusega. Seega on Maa atmosfääri kõrgus umbes 1000 kilomeetrit, mis läheb sujuvalt üle kosmosesse ülemises kihis, eksosfääris (kreeka keelest "välissfäärist").

Maa atmosfääri koostis. Arengu ajalugu

Kuigi õhk näib olevat homogeenne, on see erinevate gaaside segu. Kui võtta ainult need, mis hõivavad vähemalt tuhandendiku atmosfääri mahust, siis on neid juba 12. Kui vaadata üldpilti, siis on kogu perioodilisustabel korraga õhus!

Sellist mitmekesisust Maal aga kohe saavutada ei õnnestunud. Ainult tänu keemiliste elementide ainulaadsetele kokkulangemistele ja elu olemasolule muutus Maa atmosfäär nii keeruliseks. Meie planeet on säilitanud nende protsesside geoloogilised jäljed, mis võimaldab meil vaadata miljardeid aastaid tagasi:

• Esimesed gaasid, mis 4,3 miljardit aastat tagasi noore Maa katsid, olid vesinik ja heelium, mis on selliste gaasihiiglaste nagu Jupiter atmosfääri põhikomponendid.
  kõige elementaarsemate ainete kohta - need koosnesid Päikese ja ümbritsevate planeetide sünnitanud udukogu jäänustest ning asusid ohtralt gravitatsioonikeskuste-planeetide ümber. Nende kontsentratsioon ei olnud väga kõrge ja nende madal aatommass võimaldas neil kosmosesse põgeneda, mida nad teevad ka tänapäeval. Tänapäeval on nende erikaal 0,00052% Maa atmosfääri kogumassist (0,00002% vesinikku ja 0,0005% heeliumi), mis on väga väike.
• Kuid Maa enda sees oli palju aineid, mis püüdsid kuumast soolest välja pääseda. Vulkaanidest eraldus tohutul hulgal gaase - peamiselt ammoniaaki, metaani ja süsinikdioksiidi, aga ka väävlit. Ammoniaak ja metaan lagunesid seejärel lämmastikuks, mis praegu hõivab lõviosa Maa atmosfääri massist - 78%.

• Kuid tõeline revolutsioon Maa atmosfääri koostises toimus hapniku saabudes. See ilmnes ka loomulikult – noore planeedi kuum vahevöö vabanes aktiivselt maakoore alla jäänud gaasidest. Lisaks jagunes vulkaanide poolt eralduv veeaur päikese ultraviolettkiirguse mõjul vesinikuks ja hapnikuks.

Selline hapnik ei saanud aga kauaks atmosfääris püsida. See reageeris süsinikmonooksiidi, vaba raua, väävli ja paljude teiste planeedi pinnal leiduvate elementidega – kõrge temperatuur ja päikesekiirgus katalüüsisid keemilisi protsesse. Seda olukorda muutis ainult elusorganismide ilmumine.

• Esiteks hakkasid nad eraldama nii palju hapnikku, et see mitte ainult ei oksüdeerinud kõiki pinnal olevaid aineid, vaid hakkas ka kogunema - paari miljardi aasta jooksul kasvas selle kogus nullist 21% -ni atmosfääri kogumassist.
• Teiseks kasutasid elusorganismid aktiivselt atmosfääri süsinikku oma luustiku ehitamiseks. Nende tegevuse tulemusena täitus maakoor tervete geoloogiliste kihtidega orgaanilisi materjale ja fossiile ning süsihappegaasi jäi palju vähem

• Ja lõpuks moodustas liigne hapnik osoonikihi, mis hakkas elusorganisme ultraviolettkiirguse eest kaitsma. Elu hakkas aktiivsemalt arenema ja omandama uusi, keerukamaid vorme – bakterite ja vetikate sekka hakkasid tekkima kõrgelt organiseeritud olendid. Tänapäeval võtab osoon enda alla vaid 0,00001% Maa kogumassist.

Tõenäoliselt teate juba, et ka Maa taeva sinise värvi loob hapnik – kogu Päikese vikerkaarespektrist hajutab see kõige paremini sinise värvi eest vastutavad lühikesed valguslained. Sama efekt toimib ka kosmoses – eemalt näib Maa olevat kaetud sinise uduga ja eemalt muutub see üleni siniseks täpiks.

Lisaks leidub atmosfääris märkimisväärses koguses väärisgaase. Nende hulgas on enim argooni, mille osakaal atmosfääris on 0,9–1%. Selle allikaks on Maa sügavustes toimuvad tuumaprotsessid ning maapinnale jõuab see läbi litosfääriplaatide mikropragude ja vulkaanipursete (nii tekib heelium atmosfääris). Väärisgaasid tõusevad tänu oma füüsikalistele omadustele atmosfääri ülemistesse kihtidesse, kust pääsevad välja avakosmosesse.

Nagu näeme, on Maa atmosfääri koostis muutunud rohkem kui üks kord ja seejuures väga tugevalt – aga selleks kulus miljoneid aastaid. Teisest küljest on elutähtsad nähtused väga stabiilsed – osoonikiht eksisteerib ja toimib ka siis, kui Maal on 100 korda vähem hapnikku. Planeedi üldise ajaloo taustal pole inimtegevus tõsiseid jälgi jätnud. Kuid kohalikus mastaabis on tsivilisatsioon võimeline tekitama probleeme – vähemalt iseenda jaoks. Õhusaaste on Hiina Pekingi elanike elu juba ohtlikuks muutnud – suurlinnade kohal on näha tohutuid räpase udu pilvi isegi kosmosest.

Atmosfääri struktuur

Kuid eksosfäär pole meie atmosfääri ainus eriline kiht. Neid on palju ja igal neist on oma ainulaadsed omadused. Vaatame mõnda põhilist:

Troposfäär

Atmosfääri madalaimat ja tihedaimat kihti nimetatakse troposfääriks. Artikli lugeja on nüüd täpselt oma "alumises" osas - kui ta pole muidugi üks 500 tuhandest inimesest, kes praegu lennukis lendab. Troposfääri ülempiir sõltub laiuskraadist (mäletate Maa pöörlemise tsentrifugaaljõudu, mis muudab planeedi ekvaatoril laiemaks?) ja ulatub 7 kilomeetrist poolustel kuni 20 kilomeetrini ekvaatoril. Samuti sõltub troposfääri suurus aastaajast – mida soojem õhk, seda kõrgemale tõuseb ülempiir.

Nimetus "troposfäär" pärineb vanakreeka sõnast "tropos", mis tõlkes tähendab "pööra, muutu". See peegeldab üsna täpselt atmosfäärikihi omadusi - see on kõige dünaamilisem ja produktiivsem. Just troposfääris kogunevad pilved ja ringleb vesi, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid ning tekivad tuuled – toimuvad kõik need protsessid, mida me nimetame “ilmaks” ja “kliimaks”. Lisaks on see kõige massiivsem ja tihedam kiht - see moodustab 80% atmosfääri massist ja peaaegu kogu selle veesisaldusest. Siin elab enamik elusorganisme.

Kõik teavad, et mida kõrgemale lähed, seda külmemaks läheb. See on tõsi – iga 100 meetri järel langeb õhutemperatuur 0,5-0,7 kraadi võrra. Põhimõte töötab aga ainult troposfääris – siis hakkab temperatuur tõusma kõrguse kasvades. Troposfääri ja stratosfääri vahelist tsooni, kus temperatuur jääb konstantseks, nimetatakse tropopausiks. Ja kõrgusega tuul kiireneb - 2–3 km/s kilomeetri kohta ülespoole. Seetõttu eelistavad para- ja deltaplaanid lendudeks kõrgendatud platood ja mägesid – seal saavad nad alati “lainet püüda”.

Juba mainitud õhupõhja, kus atmosfäär puutub kokku litosfääriga, nimetatakse pinnapiirkihiks. Selle roll atmosfääri tsirkulatsioonis on uskumatult suur – soojuse ja kiirguse ülekanne pinnalt tekitab tuuli ja rõhkude erinevusi ning mäed ja muud maastiku ebatasasused suunavad ja eraldavad neid. Veevahetus toimub kohe – 8–12 päeva jooksul naaseb kogu ookeanidest ja pinnalt võetud vesi tagasi, muutes troposfääri omamoodi veefiltriks.

• Huvitav fakt on see, et taimede elus oluline protsess, transpiratsioon, põhineb veevahetusel atmosfääriga. Tema abiga mõjutab planeedi taimestik aktiivselt kliimat – näiteks suured haljasalad pehmendavad ilma- ja temperatuurimuutusi. Veega küllastunud alade taimed aurustavad 99% mullast võetud veest. Näiteks hektar nisu paiskab suve jooksul atmosfääri 2-3 tuhat tonni vett – seda on oluliselt rohkem, kui elutu pinnas suudaks välja lasta.

Normaalrõhk Maa pinnal on umbes 1000 millibaari. Standardiks peetakse rõhku 1013 mbar, mis on üks "atmosfäär" - tõenäoliselt olete selle mõõtühikuga juba kokku puutunud. Kõrguse suurenedes langeb rõhk kiiresti: troposfääri piiridel (12 kilomeetri kõrgusel) on see juba 200 mBaari ja 45 kilomeetri kõrgusel langeb see täielikult 1 mBaarini. Seetõttu pole imelik, et 80% kogu Maa atmosfääri massist koguneb küllastunud troposfääri.

Stratosfäär

Atmosfääri kihti, mis asub 8 km kõrguse (poolusel) ja 50 km (ekvaatoril) vahel, nimetatakse stratosfääriks. Nimi pärineb teisest kreekakeelsest sõnast "stratos", mis tähendab "põrandat, kihti". See on Maa atmosfääri äärmiselt haruldane tsoon, kus veeauru peaaegu pole. Õhurõhk stratosfääri alumises osas on 10 korda väiksem kui pinnarõhk ja ülemises osas 100 korda väiksem.

Oma vestluses troposfäärist saime juba teada, et temperatuur selles langeb sõltuvalt kõrgusest. Stratosfääris toimub kõik täpselt vastupidi – kõrguse tõusuga tõuseb temperatuur –56°C-lt 0–1°C-ni. Soojenemine peatub stratopausis, stratosfääri ja mesosfääri vahelisel piiril.

Elu ja inimene stratosfääris

Reisilennukid ja ülehelikiirusega lennukid lendavad tavaliselt stratosfääri alumistes kihtides – see mitte ainult ei kaitse neid troposfääri õhuvoogude ebastabiilsuse eest, vaid lihtsustab ka nende liikumist madala aerodünaamilise takistuse tõttu. Ja madalad temperatuurid ja hõre õhk võimaldavad optimeerida kütusekulu, mis on eriti oluline pikamaalendude puhul.

Lennukile on aga kehtestatud tehniline kõrguspiirang – õhuvool, mis stratosfääris on nii väike, on reaktiivmootorite tööks vajalik. Vastavalt sellele peab õhusõiduk turbiinis vajaliku õhurõhu saavutamiseks liikuma helikiirusest kiiremini. Seetõttu saavad kõrgel stratosfääris (18–30 kilomeetri kõrgusel) liikuda ainult lahingumasinad ja ülehelikiirusega lennukid, nagu Concordes. Seega on stratosfääri peamised "asukad" õhupallide külge kinnitatud ilmasondid - seal võivad nad viibida pikka aega, kogudes teavet aluseks oleva troposfääri dünaamika kohta.

Lugeja ilmselt juba teab, et mikroorganisme – nn aeroplanktonit – leidub atmosfääris kuni osoonikihini. Kuid mitte ainult bakterid ei suuda stratosfääris ellu jääda. Niisiis sattus ühel päeval Aafrika raisakotkas, eritüüpi raisakotkas, 11,5 tuhande meetri kõrgusel lennuki mootorisse. Ja mõned pardid lendavad oma rände ajal rahulikult üle Everesti.

Kuid suurim olend, kes stratosfääris on olnud, jääb inimeseks. Praeguse kõrgusrekordi püstitas Google'i asepresident Alan Eustace. Hüppepäeval oli ta 57-aastane! Eriõhupalliga tõusis ta 41 kilomeetri kõrgusele merepinnast ja hüppas seejärel langevarjuga alla. Kiirus, mille ta kukkumise tipphetkel saavutas, oli 1342 km/h – rohkem kui helikiirus! Samal ajal sai Eustace esimeseks inimeseks, kes ületas iseseisvalt helikiiruse läve (arvestamata elutoe jaoks mõeldud kosmoseülikonda ja maandumiseks mõeldud langevarjusid tervikuna).

• Huvitav fakt on see, et õhupallist eraldumiseks vajas Eustace lõhkeseadeldist – nagu seda, mida kosmoseraketid lavade lahtiühendamisel kasutavad.

Osoonikiht

Ja stratosfääri ja mesosfääri piiril on kuulus osoonikiht. See kaitseb Maa pinda ultraviolettkiirte mõju eest ja toimib samal ajal elu leviku ülemise piirina planeedil – sellest kõrgemal teevad temperatuur, rõhk ja kosmiline kiirgus kiiresti lõpu ka kõige püsivamatele. bakterid.

Kust see kilp tuli? Vastus on uskumatu – selle lõid elusorganismid, täpsemalt hapnik, mida erinevad bakterid, vetikad ja taimed on ammusest ajast vabastanud. Atmosfääris kõrgele tõustes puutub hapnik kokku ultraviolettkiirgusega ja osaleb fotokeemilises reaktsioonis. Selle tulemusena toodab tavaline hapnik, mida me hingame, O 2 osooni - O 3.

Paradoksaalsel kombel kaitseb Päikese kiirgusest tekkiv osoon meid sama kiirguse eest! Ka osoon ei peegelda, vaid neelab ultraviolettkiirgust – soojendades seeläbi ümbritsevat atmosfääri.

Mesosfäär

Oleme juba maininud, et stratosfääri kohal - täpsemalt stratopausi kohal, stabiilse temperatuuri piirkiht - asub mesosfäär. See suhteliselt väike kiht asub 40–45–90 kilomeetri kõrgusel ja on meie planeedi kõige külmem koht – mesopausis, mesosfääri ülemises kihis, jahtub õhk temperatuurini –143°C.

Mesosfäär on Maa atmosfääri kõige vähem uuritud osa. Äärmiselt madal gaasirõhk, mis on tuhat kuni kümme tuhat korda madalam kui pinnarõhk, piirab õhupallide liikumist – nende tõstejõud ulatub nullini ja need lihtsalt hõljuvad paigal. Sama juhtub reaktiivlennukitega – lennuki tiiva ja kere aerodünaamika kaotab oma tähenduse. Seetõttu võivad mesosfääris lennata kas raketid või rakettmootoriga lennukid – rakettlennukid. Nende hulka kuulub ka maailma kiireima lennuki positsiooni hoidev rakettlennuk X-15: see saavutas 108 kilomeetri kõrguse ja kiiruse 7200 km/h – 6,72 korda suurem helikiirusest.

X-15 rekordlend oli aga vaid 15 minutit. See sümboliseerib üldist mesosfääris liikuvate sõidukite probleemi – nad on liiga kiired, et mingeid põhjalikke uuringuid läbi viia ning nad ei püsi antud kõrgusel kaua, kõrgemal lennates või alla kukkudes. Samuti ei saa mesosfääri uurida satelliitide või suborbitaalsete sondide abil – kuigi rõhk selles atmosfäärikihis on madal, aeglustab see (ja mõnikord ka põletab) kosmoseaparaate. Nende raskuste tõttu nimetavad teadlased mesosfääri sageli "ignorosfääriks" (inglise keelest "ignorosphere", kus "ignorantsus" on teadmatus, teadmiste puudumine).

Mesosfääris põleb ka enamik Maale langevaid meteoore – just seal puhkeb Perseidide meteoorisadu, mida tuntakse “augusti meteoriidisajuna”. Valgusefekt tekib siis, kui kosmiline keha satub teravnurga all Maa atmosfääri kiirusega üle 11 km/h – meteoriit süttib hõõrdejõu toimel.

Olles kaotanud oma massi mesosfääris, settivad "tulnukate" jäänused Maale kosmilise tolmu kujul - iga päev langeb planeedile 100–10 tuhat tonni meteoriidiainet. Kuna üksikud tolmuterad on väga kerged, kulub neil Maa pinnale jõudmiseks kuni üks kuu! Pilvedesse kukkudes muudavad nad need raskemaks ja põhjustavad mõnikord isegi vihma – täpselt nii, nagu neid põhjustab vulkaaniline tuhk või tuumaplahvatuste osakesed. Kosmilise tolmu mõju vihma tekkele peetakse aga väikeseks – isegi 10 tuhandest tonnist ei piisa, et Maa atmosfääri loomulikku tsirkulatsiooni tõsiselt muuta.

Termosfäär

Mesosfääri kohal, 100 kilomeetri kõrgusel merepinnast, läbib Karmani joon - tavapärane piir Maa ja kosmose vahel. Kuigi seal on gaase, mis pöörlevad koos Maaga ja sisenevad tehniliselt atmosfääri, on nende kogus Karmani joone kohal nähtamatult väike. Seetõttu peetakse kosmoseks juba iga lendu, mis ületab 100 kilomeetri kõrgust.

Atmosfääri pikima kihi, termosfääri alumine piir langeb kokku Karmani joonega. See tõuseb 800 kilomeetri kõrgusele ja seda iseloomustab ülikõrge temperatuur – 400 kilomeetri kõrgusel ulatub see maksimaalselt 1800°C-ni!

See on kuum, kas pole? Temperatuuril 1538°C hakkab raud sulama – kuidas siis kosmoselaevad termosfääris terveks jäävad? See kõik puudutab ülimadalat gaaside kontsentratsiooni atmosfääri ülakihtides – rõhk termosfääri keskosas on 1 000 000 korda väiksem kui õhu kontsentratsioon Maa pinnal! Üksikute osakeste energia on suur – kuid vahemaa nende vahel on tohutu ja kosmoseaparaadid on sisuliselt vaakumis. See aga ei aita neil vabaneda soojusest, mida mehhanismid eraldavad – soojuse hajutamiseks on kõik kosmoselaevad varustatud radiaatoritega, mis kiirgavad liigset energiat.

• Märkusel. Kõrgete temperatuuride puhul tasub alati arvestada kuuma aine tihedusega – näiteks Hadronipõrgeti teadlased suudavad ainet tegelikult kuumutada Päikese temperatuurini. Kuid on ilmne, et need on üksikud molekulid – võimsaks plahvatuseks piisaks ühest grammist täheainest. Seetõttu ei tasu uskuda kollast ajakirjandust, mis tõotab meile Collideri “käte” käest peatset maailmalõppu, nagu ei tasu karta kuumust termosfääris.

Termosfäär ja astronautika

Termosfäär on tegelikult avatud ruum – selle piirides asus esimese Nõukogude Sputniku orbiit. Seal oli ka Juri Gagariniga kosmoseaparaadi Vostok-1 lennu apotsenter – kõrgeim punkt Maa kohal. Sellel kõrgusel lastakse teele ka palju tehissatelliite Maa pinna, ookeani ja atmosfääri uurimiseks, näiteks Google Mapsi satelliidid. Seega, kui me räägime LEO-st (Low Reference Orbit, astronautikas levinud termin), siis 99% juhtudest asub see termosfääris.

Inimeste ja loomade orbiidilennud ei toimu ainult termosfääris. Fakt on see, et selle ülemises osas, 500 kilomeetri kõrgusel, ulatuvad Maa kiirgusvööd. Just seal püüab magnetosfäär kinni laetud päikesetuuleosakesed ja kogub neid. Pikaajaline viibimine kiirgusvöödes põhjustab korvamatut kahju elusorganismidele ja isegi elektroonikale – seetõttu on kõik kõrge orbiidiga sõidukid kiirguse eest kaitstud.

Aurorad

Polaarsetel laiuskraadidel ilmub sageli suurejooneline ja suurejooneline vaatepilt - aurorad. Need näevad välja nagu pikad helendavad eri värvi ja kujuga kaared, mis taevas säravad. Maa võlgneb oma välimuse oma magnetosfäärile - või täpsemalt, aukudele pooluste lähedal. Päikesetuule laetud osakesed tungisid läbi, pannes atmosfääri hõõguma. Siin saate imetleda kõige suurejoonelisemaid tulesid ja nende päritolu kohta rohkem teada saada.

Tänapäeval on aurorad tsirkumpolaarsete riikide, näiteks Kanada või Norra elanike jaoks tavalised, samuti kohustuslik element iga turisti programmis – kuid varem omistati neile üleloomulikke omadusi. Iidsete aegade inimesed nägid värvilisi tulesid kui väravaid taevasse, müütilisi olendeid ja vaimude lõkkeid ning nende käitumist peeti ennustuseks. Ja meie esivanemaid võib mõista – isegi haridus ja usk oma mõistusesse ei suuda mõnikord ohjeldada nende aukartust loodusjõudude vastu.

Eksosfäär

Maa atmosfääri viimane kiht, mille alumine piir läbib 700 kilomeetri kõrguselt, on eksosfäär (teisest kreeka leetritest "exo" - väljas, väljas). See on uskumatult hajutatud ja koosneb peamiselt kõige kergema elemendi - vesiniku - aatomitest; Samuti on olemas üksikud hapniku- ja lämmastikuaatomid, mis on Päikese kõikehõlmava kiirguse toimel tugevalt ioniseeritud.

Maa eksosfääri mõõtmed on uskumatult suured – sellest kasvab välja Maa kroon, geokoroon, mis ulatub planeedist kuni 100 tuhande kilomeetri kaugusele. See on väga haruldane - osakeste kontsentratsioon on miljoneid kordi väiksem kui tavalise õhu tihedus. Aga kui Kuu varjab Maad kauge kosmoselaeva jaoks, siis on meie planeedi kroon nähtav, nii nagu Päikese kroon on meile nähtav varjutuse ajal. Seda nähtust pole aga veel täheldatud.

Atmosfääri ilmastikuolud

Eksosfääris toimub ka Maa atmosfääri ilmastikumõju - kuna planeedi gravitatsioonikeskmest on suur kaugus, eralduvad osakesed kergesti kogu gaasimassist ja sisenevad oma orbiitidele. Seda nähtust nimetatakse atmosfääri hajutamiseks. Meie planeet kaotab igas sekundis atmosfäärist 3 kilogrammi vesinikku ja 50 grammi heeliumi. Ainult need osakesed on piisavalt kerged, et üldisest gaasimassist välja pääseda.

Lihtsad arvutused näitavad, et Maa kaotab aastas umbes 110 tuhat tonni atmosfäärimassi. Kas see on ohtlik? Tegelikult ei - meie planeedi võime "toota" vesinikku ja heeliumi ületab kadude määra. Lisaks naaseb osa kadunud ainest aja jooksul tagasi atmosfääri. Ja olulised gaasid, nagu hapnik ja süsihappegaas, on lihtsalt liiga rasked, et massiliselt Maalt lahkuda – seega pole vaja karta, et meie Maa atmosfäär pääseks välja.

• Huvitav fakt on see, et maailmalõpu "prohvetid" ütlevad sageli, et kui Maa tuum lakkab pöörlemast, erodeerub atmosfäär päikesetuule survel kiiresti. Meie lugeja aga teab, et Maa lähedal asuvat atmosfääri hoiavad koos gravitatsioonijõud, mis toimivad sõltumata tuuma pöörlemisest. Selle selgeks tõestuseks on Veenus, millel on statsionaarne tuum ja nõrk magnetväli, kuid selle atmosfäär on 93 korda tihedam ja raskem kui maakeral. See aga ei tähenda, et maakera tuuma dünaamika peatamine oleks ohutu – siis kaob planeedi magnetväli. Selle roll ei ole oluline mitte niivõrd atmosfääri ohjeldamisel, vaid kaitses päikesetuule laetud osakeste eest, mis võivad meie planeedi kergesti radioaktiivseks kõrbeks muuta.

Pilved

Vesi Maal ei eksisteeri mitte ainult tohutus ookeanis ja paljudes jõgedes. Atmosfääris on umbes 5,2 x 10 15 kilogrammi vett. Seda esineb peaaegu kõikjal - auru osakaal õhus on sõltuvalt temperatuurist ja asukohast vahemikus 0,1–2,5% mahust. Suurem osa veest koguneb aga pilvedesse, kus see ei ladestu ainult gaasina, vaid ka väikeste tilkade ja jääkristallidena. Pilvedes ulatub vee kontsentratsioon 10 g/m 3 - ja kuna pilved ulatuvad mitme kuupkilomeetrini, ulatub vee mass nendes kümnetesse ja sadadesse tonnidesse.

Pilved on meie Maa kõige nähtavam moodustis; need on nähtavad isegi Kuult, kus mandrite piirjooned palja silma ees hägustuvad. Ja see pole imelik - lõppude lõpuks on üle 50% Maast pidevalt pilvedega kaetud!

Pilved mängivad Maa soojusvahetuses uskumatult olulist rolli. Talvel püüavad nad kinni päikesekiiri, suurendades kasvuhooneefekti tõttu temperatuuri nende all, suvel aga varjavad Päikese tohutut energiat. Pilved tasakaalustavad ka päeva- ja öötemperatuuri erinevusi. Muide, just nende puudumise tõttu jahtuvad kõrbed öösel nii palju - kogu liiva ja kivide kogunenud soojus lendab vabalt ülespoole, samas kui teistes piirkondades hoiavad seda tagasi pilved.

Valdav enamus pilvi tekib Maa pinna lähedal, troposfääris, kuid edasises arengus omandavad nad väga erinevaid kujusid ja omadusi. Nende eraldamine on väga kasulik – erinevat tüüpi pilvede ilmumine ei aita mitte ainult ilma ennustada, vaid ka määrata lisandite olemasolu õhus! Vaatame lähemalt peamisi pilvetüüpe.

Madalad pilved

Pilvi, mis langevad maapinnast kõige madalamale, nimetatakse madalama astme pilvedeks. Neid iseloomustab suur ühtlus ja väike mass – maapinnale kukkudes ei eralda meteoroloogid neid tavalisest udust. Siiski on nende vahel erinevus – mõned lihtsalt varjavad taevast, teised aga võivad tugeva vihma ja lumesajuga pursata.

• Tugevaid sademeid tekitavate pilvede hulka kuuluvad nimbostratuspilved. Need on madalama astme pilvede seas suurimad: nende paksus ulatub mitme kilomeetrini ja lineaarsed mõõtmed ületavad tuhandeid kilomeetreid. Need on homogeenne hall mass – vaadake pika vihma ajal taevast ja tõenäoliselt näete nimbostratuspilvi.
• Teine madalpilvede liik on kihtrünkpilved, mis kõrguvad maapinnast 600–1500 meetri kõrgusele. Need on sadadest hallikasvalgetest pilvedest koosnevad rühmad, mida eraldavad väikesed vahed. Tavaliselt näeme selliseid pilvi vähese pilvisusega päevadel. Vihma või lund sajab harva.
• Viimane alumiste pilvede tüüp on harilik kihtpilv; Just nemad katavad taeva pilvistel päevadel, kui taevast tuleb kerge tibu. Need on väga õhukesed ja madalad – kihtpilvede kõrgus ulatub maksimaalselt 400–500 meetrini. Nende struktuur on väga sarnane udu omaga – laskudes öösel päris maapinnale, tekitavad nad sageli paksu hommikuse udu.

Vertikaalse arengu pilved

Madalama astme pilvedel on vanemad vennad - vertikaalse arengu pilved. Kuigi nende alumine piir asub madalal 800–2000 kilomeetri kõrgusel, tormavad vertikaalse arengu pilved tõsiselt üles - nende paksus võib ulatuda 12–14 kilomeetrini, mis lükkab nende ülemise piiri troposfääri piiridesse. Selliseid pilvi nimetatakse ka konvektiivseteks: nende suurte mõõtmete tõttu omandab neis olev vesi erineva temperatuuri, mis põhjustab konvektsiooni - kuuma massi ülespoole ja külma massi allapoole nihutamise protsessi. Seetõttu eksisteerivad vertikaalse arengu pilvedes samaaegselt veeaur, väikesed tilgad, lumehelbed ja isegi terved jääkristallid.

• Vertikaalsete pilvede põhiliik on rünkpilved – tohutud valged pilved, mis meenutavad rebitud vatitükke või jäämägesid. Nende olemasolu nõuab kõrget õhutemperatuuri - seetõttu ilmuvad nad Kesk-Venemaal ainult suvel ja sulavad öösel. Nende paksus ulatub mitme kilomeetrini.

• Kui aga rünkpilvedel on võimalus koguneda, loovad nad palju suurejoonelisema vormi - rünkpilved. Just nende käest tulevad suvel tugevad vihmasajud, rahe ja äikesetormid. Nad eksisteerivad vaid paar tundi, kuid samal ajal kasvavad nad kuni 15 kilomeetri pikkuseks - nende ülemine osa ulatub temperatuurini –10 ° C ja koosneb jääkristallidest.Suurimate rünkpilvede tipus on “alasid”. moodustunud - lamedad alad, mis meenutavad seeni või ümberpööratud rauda. See juhtub neis piirkondades, kus pilv jõuab stratosfääri piirini – füüsika ei võimalda tal edasi levida, mistõttu levib rünkpilv mööda kõrguse piiri.

• Huvitav fakt on see, et võimsad rünksajupilved tekivad vulkaanipursete, meteoriidilöökide ja tuumaplahvatuste kohtades. Need pilved on suurimad – nende piirid ulatuvad isegi stratosfäärini, ulatudes 16 kilomeetri kõrgusele. Olles küllastunud aurustunud veest ja mikroosakestest, eraldavad nad võimsaid äikesetorme – enamasti piisab sellest kataklüsmiga seotud tulekahjude kustutamiseks. See on nii loomulik tuletõrjuja :)

Keskmise taseme pilved

Troposfääri vahepealses osas (keskmistel laiuskraadidel 2–7 kilomeetri kõrgusel) on keskpilved. Neid iseloomustavad suured alad – neid mõjutavad vähem maapinnalt tõusev vool ja ebatasased maastikud – ja väike, mitmesajameetrine paksus. Need on pilved, mis "tuulevad" ümber teravate mäetippude ja hõljuvad nende lähedal.

Keskmise taseme pilved ise jagunevad kahte põhitüüpi - altostratus ja altocumulus.

• Altostratuse pilved on üks keerukate atmosfäärimasside komponentidest. Need kujutavad endast ühtlast hallikassinist loori, mille kaudu on nähtavad Päike ja Kuu – kuigi altostratuse pilved on tuhandete kilomeetrite pikkused, on need vaid mõne kilomeetri paksused. Suurel kõrgusel lendava lennuki aknast paistev hall tihe loor on just nimelt altostratuspilved. Sageli sajab pikka aega vihma või lund.

• Väikesi rebenenud vatitükke või õhukesi paralleelseid triipe meenutavaid rünkpilvi leidub soojal aastaajal – need tekivad sooja õhumassi tõusmisel 2–6 kilomeetri kõrgusele. Altocumulus pilved on kindel indikaator eelseisvast ilmamuutusest ja vihma lähenemisest – neid võib tekitada mitte ainult atmosfääri loomulik konvektsioon, vaid ka külma õhumassi pealetulek. Sajab harva – pilved võivad aga kokku koonduda ja tekitada ühe suure vihmapilve.

Mägede lähedal asuvatest pilvedest rääkides olete fotodel (ja võib-olla isegi päriselus) ilmselt korduvalt näinud vatipadjakesi meenutavaid ümmargusi pilvi, mis ripuvad kihiti mäetipu kohal. Fakt on see, et keskmise astme pilved on sageli läätsekujulised või läätsekujulised – jagatud mitmeks paralleelseks kihiks. Need tekivad õhulainete poolt, mis tekivad siis, kui tuul liigub ümber järskude tippude. Läätsekujulised pilved on erilised ka selle poolest, et ripuvad paigal ka kõige tugevama tuulega. Seda võimaldab nende olemus – kuna sellised pilved tekivad mitme õhuvoolu kokkupuutepunktides, on need suhteliselt stabiilses asendis.

Ülemised pilved

Stratosfääri alamjooksule tõusvate tavaliste pilvede viimast taset nimetatakse ülemiseks astmeks. Selliste pilvede kõrgus ulatub 6–13 kilomeetrini - seal on väga külm ja seetõttu koosnevad ülemise astme pilved väikestest jäätükkidest. Kõrgeid pilvi nimetatakse nende kiulise, venitatud, sulgedetaolise kuju tõttu ka rünkpilvideks – kuigi atmosfääri kapriisid annavad neile sageli küüniste, helveste ja isegi kalaskelettide kuju. Nende tekitatud sademed ei jõua kunagi maapinnale, kuid kiudpilvede olemasolu on iidne viis ilma ennustamiseks.

• Puhtad rünkpilved on ülemise kihi pilvedest pikimad – üksiku kiu pikkus võib ulatuda kümnete kilomeetriteni. Kuna pilvedes olevad jääkristallid on piisavalt suured, et tajuda Maa gravitatsiooni, siis “langevad” rünkpilved tervete kaskaadidena – ühe pilve ülemise ja alumise punkti vaheline kaugus võib ulatuda 3-4 kilomeetrini! Tegelikult on rünkpilved suured "jäälangused". Just veekristallide kuju erinevused loovad nende kiulise, voolutaolise kuju.

• Selles klassis on ka praktiliselt nähtamatud pilved – kiudpilved. Need tekivad siis, kui suured maapinnalähedase õhu massid tõusevad üles – suurel kõrgusel on nende niiskus piisav pilve moodustamiseks. Kui Päike või Kuu neist läbi paistab, tekib halo – hajutatud kiirte särav vikerkaareketas.

ähmased pilved

Eraldi klassi tuleks paigutada ööpilved – Maa kõrgeimad pilved. Nad ronivad 80 kilomeetri kõrgusele, mis on isegi stratosfäärist kõrgem! Lisaks on neil ebatavaline koostis – erinevalt teistest pilvedest koosnevad need meteoriiditolmust ja metaanist, mitte veest. Need pilved on nähtavad alles pärast päikeseloojangut või enne koitu – horisondi tagant tungivad päikesekiired valgustavad ööpilvi, mis jäävad päeval kõrgusel nähtamatuks.

Hämarpilved on uskumatult ilus vaatepilt – aga nende nägemiseks põhjapoolkeral on vaja eritingimusi. Ja nende mõistatust polnud nii lihtne lahendada – jõuetud teadlased keeldusid neisse uskumast, kuulutades hõbedased pilved optiliseks illusiooniks. Saate vaadata ebatavalisi pilvi ja õppida nende saladusi meie eriartiklist.

O 2 akumuleerumine Maa atmosfääris:
1 . (3,85-2,45 miljardit aastat tagasi) - O 2 ei toodetud
2 . (2,45–1,85 miljardit aastat tagasi) O2 tekkis, kuid neelasid ookeani ja merepõhja kivimid
3 . (1,85-0,85 miljardit aastat tagasi) O 2 väljub ookeanist, kuid kulub ära kivimite oksüdeerumisel maismaal ja osoonikihi moodustumisel
4 . (0,85-0,54 miljardit aastat tagasi) kõik maa kivimid oksüdeeruvad, algab O 2 akumuleerumine atmosfääris
5 . (0,54 miljardit aastat tagasi – praegune) uusaeg, O 2 sisaldus atmosfääris on stabiliseerunud

Hapnikukatastroof(hapnikurevolutsioon) - globaalne muutus Maa atmosfääri koostises, mis toimus proterosoikumi alguses, umbes 2,4 miljardit aastat tagasi (Sideria periood). Hapnikukatastroofi tagajärjeks oli vaba hapniku ilmumine atmosfääri ja atmosfääri üldise iseloomu muutumine redutseerivast oksüdeerivaks. Hapnikukatastroofi oletus tehti settimise olemuse järsu muutumise uuringu põhjal.

Atmosfääri esmane koostis

Maa primaarse atmosfääri täpne koostis ei ole praegu teada, kuid üldiselt on aktsepteeritud, et see tekkis vahevöö degaseerimise tulemusena ja oli redutseeriva iseloomuga. See põhines süsinikdioksiidil, vesiniksulfiidil, ammoniaagil ja metaanil. Seda toetavad:

• pinnale tekkisid selgelt oksüdeerimata setted (näiteks hapnikulabiilsest püriidist jõekivid);
• teadaolevate oluliste hapniku ja muude oksüdeerivate ainete allikate puudumine;
• primaarse atmosfääri võimalike allikate uurimine (vulkaanilised gaasid, teiste taevakehade koostis).

Hapnikukatastroofi põhjused

Ainus oluline molekulaarse hapniku allikas on biosfäär või täpsemalt fotosünteesivad organismid. Biosfääri eksisteerimise alguses ilmunud fotosünteetilised arhebakterid tootsid hapnikku, mis kulutati peaaegu kohe kivimite, lahustunud ühendite ja atmosfäärigaaside oksüdeerimiseks. Kõrge kontsentratsioon tekkis ainult lokaalselt, bakterimattides (nn hapnikutaskud). Pärast seda, kui atmosfääri pinnakivimid ja gaasid oksüdeerusid, hakkas hapnik atmosfääri vabal kujul kogunema.

Üheks tõenäoliseks teguriks, mis mikroobikoosluste muutumist mõjutas, oli vulkaanilise tegevuse väljasuremisest põhjustatud muutus ookeani keemilises koostises.

Hapnikukatastroofi tagajärjed

Biosfäär

Kuna valdav enamus tolleaegseid organisme olid anaeroobsed, ei suutnud eksisteerida märkimisväärse hapnikukontsentratsiooni juures, toimus kooslustes globaalne muutus: anaeroobsed kooslused asendusid aeroobsete kooslustega, mis varem piirdusid ainult “hapnikutaskutega”; anaeroobsed kooslused, vastupidi, suruti “anaeroobsetesse taskutesse” (piltlikult öeldes “biosfäär pöörati pahupidi”). Järgnevalt viis molekulaarse hapniku olemasolu atmosfääris osooniekraani tekkeni, mis oluliselt laiendas biosfääri piire ja tõi kaasa energeetiliselt soodsama (võrreldes anaeroobse) hapnikuhingamise leviku.

Litosfäär

Hapnikukatastroofi tagajärjel oksüdeeruvad praktiliselt kõik moonde- ja settekivimid, mis moodustavad suurema osa maakoorest.

Vaba hapnikusisalduse märkimisväärne suurenemine Maa atmosfääris 2,4 miljardit aastat tagasi näib olevat tingitud väga kiirest üleminekust ühest tasakaaluolekust teise. Esimene tase vastas äärmiselt madalale O 2 kontsentratsioonile – umbes 100 000 korda madalam kui praegu. Teise tasakaalutaseme oleks võinud saavutada suurema kontsentratsiooniga, mitte vähem kui 0,005 tänapäevasest. Nende kahe taseme vahelist hapnikusisaldust iseloomustab äärmine ebastabiilsus. Sellise "bstabiilsuse" olemasolu võimaldab mõista, miks oli Maa atmosfääris nii vähe vaba hapnikku vähemalt 300 miljonit aastat pärast seda, kui sinivetikad (sinakasrohelised "vetikad") seda tootma hakkasid.

Praegu koosneb Maa atmosfäär 20% ulatuses vabast hapnikust, mis pole midagi muud kui sinivetikate, vetikate ja kõrgemate taimede fotosünteesi kõrvalprodukt. Palju hapnikku eraldavad troopilised metsad, mida populaarsetes väljaannetes nimetatakse sageli planeedi kopsudeks. Samas vaikitakse aga sellest, et aasta jooksul tarbivad troopilised metsad peaaegu sama palju hapnikku, kui toodavad. See kulub valmis orgaanilist ainet lagundavate organismide - peamiselt bakterite ja seente - hingamisele. Selle eest, Et hapnik hakkaks atmosfääri kogunema, tuleb tsüklist eemaldada vähemalt osa fotosünteesi käigus tekkinud ainest- näiteks sattuda põhjasetetesse ja muutuda kättesaamatuks bakteritele, mis seda aeroobselt ehk hapniku tarbimisel lagundavad.

Hapnikulise (st "hapniku andmise") fotosünteesi kogureaktsiooni saab kirjutada järgmiselt:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH2O) + O2,
Kus hν on päikesevalguse energia ja (CH 2 O) on orgaanilise aine üldistatud valem. Hingamine on vastupidine protsess, mille võib kirjutada järgmiselt:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Samal ajal vabaneb organismidele vajalik energia. Aeroobne hingamine on aga võimalik ainult O 2 kontsentratsioonil, mis ei ole väiksem kui 0,01 tänapäevasest tasemest (nn Pasteuri punkt). Anaeroobsetes tingimustes orgaaniline aine laguneb käärimise teel ja selle protsessi lõppfaasis tekib sageli metaani. Näiteks atsetaadi moodustumise kaudu metanogeneesi üldistatud võrrand näeb välja järgmine:
2 (CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Kui kombineerime fotosünteesi protsessi orgaanilise aine järgneva lagunemisega anaeroobsetes tingimustes, näeb üldvõrrand välja järgmine:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
Just see orgaanilise aine lagunemise tee oli ilmselt peamine muistses biosfääris.

Paljud olulised üksikasjad hapnikuvarustuse ja atmosfäärist eemaldamise vahelise kaasaegse tasakaalu loomise kohta jäävad ebaselgeks. Hapnikusisalduse märgatav tõus ehk nn atmosfääri suur oksüdatsioon toimus ju alles 2,4 miljardit aastat tagasi, kuigi on kindlalt teada, et hapnikufotosünteesi teostavad sinivetikad olid üsna arvukad ja aktiivsed juba 2,7 miljardit aastat. tagasi ja tekkisid veelgi varem – võib-olla 3 miljardit aastat tagasi. Seega, sees vähemalt 300 miljoni aasta jooksul ei põhjustanud sinivetikate aktiivsus atmosfääri hapnikusisalduse suurenemist.

Eeldus, et mingil põhjusel toimus järsku neto primaartoodangu radikaalne suurenemine (ehk sinivetikate fotosünteesi käigus tekkinud orgaanilise aine suurenemine), ei talunud kriitikat. Fakt on see, et fotosünteesi käigus tarbitakse valdavalt süsiniku kerget isotoopi 12 C ning keskkonnas suureneb ka raskema isotoobi 13 C suhteline sisaldus. Sellest lähtuvalt tuleb orgaanilist ainet sisaldavad põhjasetete isotoobis 13 C ammendada, mis koguneb vette ja läheb karbonaatide moodustamiseks. Karbonaatides ja setete orgaanilises aines 12 C kuni 13 C suhe jääb aga muutumatuks hoolimata radikaalsetest muutustest hapniku kontsentratsioonis atmosfääris. See tähendab, et kogu point ei ole mitte O 2 allikas, vaid selle, nagu geokeemikud ütlesid, "vajumises" (atmosfäärist eemaldamises), mis järsku oluliselt vähenes, mis tõi kaasa hapniku hulga märkimisväärse suurenemise. atmosfääris.

Tavaliselt arvatakse, et vahetult enne "atmosfääri suurt oksüdatsiooni" kulutati kogu moodustunud hapnik redutseeritud rauaühendite (ja seejärel väävli) oksüdeerimiseks, mida oli Maa pinnal üsna palju. Eelkõige moodustusid siis nn "lindistatud rauamaagid". Kuid hiljuti jõudis East Anglia ülikooli (Norwich, Ühendkuningriik) keskkonnateaduste kooli magistrant Colin Goldblatt koos kahe kolleegiga samast ülikoolist järeldusele, et Maa atmosfääri hapnikusisaldus võib olla üks kahest tasakaaluolekust: see võib olla kas väga väike - umbes 100 tuhat korda vähem kui praegu või juba üsna palju (kuigi tänapäeva vaatleja positsioonilt on see väike) - mitte vähem kui 0,005 tänapäevasest tasemest.

Pakutud mudelis võtsid nad arvesse nii hapniku kui ka redutseeritud ühendite sattumist atmosfääri, pöörates eelkõige tähelepanu vaba hapniku ja metaani suhtele. Nad märkisid, et kui hapniku kontsentratsioon ületab 0,0002 praegusest tasemest, võivad metanotroofbakterid vastavalt reaktsioonile osa metaanist juba oksüdeerida:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Kuid ülejäänud metaan (ja seda on üsna palju, eriti madala hapnikusisalduse korral) siseneb atmosfääri.

Termodünaamika seisukohalt on kogu süsteem mittetasakaalu olekus. Peamine mehhanism häiritud tasakaalu taastamiseks on metaani oksüdeerimine atmosfääri ülemistes kihtides hüdroksüülradikaali toimel (vt. Metaani kõikumised atmosfääris: inimene või loodus – kes võidab?, “Elements”, 10/06/2006). Teadaolevalt tekib hüdroksüülradikaal atmosfääris ultraviolettkiirguse mõjul. Aga kui atmosfääris on palju hapnikku (vähemalt 0,005 praegusest tasemest), siis moodustub selle ülemistes kihtides osooniekraan, mis kaitseb Maad hästi kõvade ultraviolettkiirte eest ja samal ajal segab füüsikalis-keemilist. metaani oksüdatsioon.

Autorid jõuavad mõnevõrra paradoksaalsele järeldusele, et hapniku fotosünteesi olemasolu iseenesest ei ole piisav tingimus ei hapnikurikka atmosfääri tekkeks ega osooniekraani tekkeks. Seda asjaolu tuleks arvesse võtta juhtudel, kui püüame leida märke elu olemasolust teistel planeetidel nende atmosfääri uuringu tulemuste põhjal.