Эволюция химического состава атмосферы

Вероятно, Земля образовалась 4,6 млрд. лет назад из рассеянного в околосолнечном пространстве газопылевого облака.

Гравитационное сжатие протопланетного облака сопровождалось выделением тепла, что происходило также при радиоактивном распаде короткоживущих изотопов и приливных деформациях под действием гравитации Луны, формировавшейся вместе с Землей. Выделение тепловой Е могло привести к частичному плавлению материала планеты и выделению газообразных веществ (дегазация недр Земли).

В течение первых 500 млн. лет существования Земли, вулканы извергали газы, состоящие из водорода (Н₂), водяного пара, метана (СН₄) и оксидов углерода (СО_х) с примесью соединения серы. Конденсация водяного пара привела к образованию около 4 млрд. лет назад гидросферы. Наиболее важными факторами ранней эволюции атмосферы наряду с дегазации мантии, были такие процессы, как растворение СО₂ в воде, и диссоциация в космос легких газов - Н₂ и Не.

Самая важная отличительная особенность атмосферы того периода – полное отсутствие в ней свободного О₂. Немного О₂ должно было образоваться в результате фотодиссоциации Н₂О под действием УФ- излучения. Однако этот О₂ редуцировался в атмосфере, т.е. существовала анаэробная восстановительная атмосфера.

Переход к аэробной, окислительной атмосфере мог произойти только в результате жизнедеятельности фотосинтезирующих организмов.

Модельные эксперименты по воздействию УФ-лучей, электрических разрядов и ионизирующих излучений на газовые смеси древней атмосферы привели к образованию углеводородов, альдегидов, карбоновых кислот и аминокислот. Подобные синтезы могли проходить и в пепло-газовых вулканических столбах.

Около 3,8 млрд. лет назад абиотический синтез привел к накоплению органического вещества планеты, появились органические структуры из которых сформировались примитивные микроорганизмы.

Именно жизнедеятельность живых организмов (цианобактерий) привела к накоплению большого количества свободного кислорода одновременно с извлечением из атмосферы углекислого газа. Особенно активно эти процессы происходили во время двух ледниковых периодов – 2,4 млрд. лет назад (около 1% кислорода) и 0,6 млрд. лет назад (около 19-20% кислорода). Хотя «великое окисление атмосферы» произошло только 2,4 млрд. лет назад, известно, что осуществляющие оксигенный фотосинтез цианобактерии были уже достаточно многочисленны и активны 2,7 млрд. лет назад, а возникли они еще раньше — возможно, 3 млрд. лет назад. Таким образом, в течении по крайней мере 300 миллионов лет деятельность цианобактерий не приводила к увеличению содержания кислорода в атмосфере.

Возможно, это было связано с активным химическим стоком кислорода, в частности на окисление восстановленных соединений железа и серы, значительное количество которых находилось на поверхности Земли или здесь играет роль соотношение концентрации кислорода и метана в атмосфере.

В настоящее время атмосфера Земли на 20% состоит из свободного кислорода, который есть не что иное, как побочный продукт фотосинтеза цианобактерий, водорослей и высших растений. Очень много кислорода выделяется тропическими лесами, которые в популярных изданиях нередко называют легкими планеты. При этом, правда, умалчивается, что за год тропические леса потребляют практически столько же кислорода, сколько образуют. Расходуется он на дыхание организмов, разлагающих готовое органическое вещество, — в первую очередь бактерий и грибов. Для того, чтобы кислород начал накапливаться в атмосфере, хотя бы часть образованного в ходе фотосинтеза вещества должна быть выведена из его круговорота в окружающей среде - например, попасть в донные отложения и стать недоступной для бактерий, разлагающих его аэробно, то есть с потреблением кислорода.

Суммарную реакцию оксигенного (то есть «дающего кислород») фотосинтеза можно записать как:

CO₂ + H₂O + hν → (CH₂O) + O₂,
где hν — энергия солнечного света, а (CH₂O) — обобщенная формула органического вещества.

Дыхание же — это обратный процесс, который можно записать как:

(CH₂O) + O₂ → CO₂ + H₂O.

При этом будет высвобождаться необходимая для организмов энергия. Однако аэробное дыхание возможно только при концентрации O₂ не меньше чем 0,01 от современного уровня (так называемая точка Пастера). В анаэробных условиях органическое вещество разлагается путем брожения, а на завершающих стадиях этого процесса нередко образуется метан. Например, обобщенное уравнение метаногенеза через образование ацетата выглядит как:

2(СH₂O) → CH₃COOH → CH₄ + CO₂.

Если комбинировать процесс фотосинтеза с последующим разложением органического вещества в анаэробных условиях, то суммарное уравнение будет иметь вид:

CO₂ + H₂O + hν → 1/2 CH₄ + 1/2 CO₂ + O₂.

Именно такой путь разложения органического вещества, видимо, был основным в древней биосфере.

В настоящее время ежегодно продуцируется 3,75 × 10¹⁵ молей О₂ (в атмосфере содержится 1,2*10 кг О₂), т.о. состав атмосферы находится под контролем биоты – живого вещества планеты.

Пока в атмосфере действует механизм, частично компенсирующий избыточное выделение углекислого газа (до 50%).