Reklaam portaalis

Atmosfäär, selle koostis ja struktuur. Atmosfääri funktsioonid. Atmosfääri koostis Atmosfääritingimused

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, Selleks, et hapnik hakkaks atmosfääri kogunema, tuleb tsüklist eemaldada vähemalt osa fotosünteesi käigus tekkinud ainest- näiteks sattuda põhjasetetesse ja muutuda kättesaamatuks bakteritele, mis lagundavad seda aeroobselt ehk hapniku tarbimisega.

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 järgneva orgaanilise aine 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 fluktuatsioonid atmosfääris: inimene või loodus – kes võidab, "Elements", 06.10.2006). 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.

Atmosfäär (kreeka keelest ατμός - "aur" ja σφαῖρα - "kera") on taevakeha gaasikest, mida hoiab enda ümber gravitatsioon. Atmosfäär on planeedi gaasiline kest, mis koosneb erinevate gaaside, veeauru ja tolmu segust. Atmosfäär vahetab ainet Maa ja Kosmose vahel. Maa võtab vastu kosmilist tolmu ja meteoriidimaterjali ning kaotab kõige kergemad gaasid: vesiniku ja heeliumi. Maa atmosfääri tungib läbi ja lõhki Päikeselt tulev võimas kiirgus, mis määrab planeedi pinna soojusrežiimi, põhjustades atmosfäärigaaside molekulide dissotsiatsiooni ja aatomite ioniseerumist.

Maa atmosfäär sisaldab hapnikku, mida enamik elusorganisme kasutab hingamiseks, ning süsihappegaasi, mida fotosünteesi käigus tarbivad taimed, vetikad ja sinivetikad. Atmosfäär on ühtlasi planeedi kaitsekiht, mis kaitseb selle elanikke päikese ultraviolettkiirguse eest.

Kõigil massiivsetel kehadel – maapealsetel planeetidel ja gaasihiiglastel – on atmosfäär.

Atmosfääri koostis

Atmosfäär on gaaside segu, mis koosneb lämmastikust (78,08%), hapnikust (20,95%), süsinikdioksiidist (0,03%), argoonist (0,93%), vähesel määral heeliumist, neoonist, ksenoonist, krüptoonist (0,01%), 0,038% süsinikdioksiidi ja väikeses koguses vesinikku, heeliumi, muid väärisgaase ja saasteaineid.

Maa õhu kaasaegne koostis pandi paika enam kui sada miljonit aastat tagasi, kuid järsult suurenenud inimtootmisaktiivsus viis sellegipoolest selle muutumiseni. Praegu on CO 2 sisalduse tõus ligikaudu 10-12%.Atmosfääris sisalduvad gaasid täidavad erinevaid funktsionaalseid rolle. Nende gaaside põhilise tähtsuse määrab aga eelkõige see, et nad neelavad väga tugevalt kiirgusenergiat ning avaldavad seeläbi olulist mõju Maa pinna ja atmosfääri temperatuurirežiimile.

Planeedi atmosfääri esialgne koostis sõltub tavaliselt päikese keemilistest ja temperatuuriomadustest planeedi moodustumise ajal ning sellele järgnevast välisgaaside vabanemisest. Seejärel areneb gaasikesta koostis erinevate tegurite mõjul.

Veenuse ja Marsi atmosfäär koosneb peamiselt süsinikdioksiidist, millele on lisatud vähesel määral lämmastikku, argooni, hapnikku ja muid gaase. Maa atmosfäär on suuresti selles elavate organismide toode. Madala temperatuuriga gaasihiiglased – Jupiter, Saturn, Uraan ja Neptuun – suudavad säilitada peamiselt madala molekulmassiga gaase – vesinikku ja heeliumi. Kõrge temperatuuriga gaasihiiglased, nagu Osiris või 51 Pegasi b, vastupidi, ei suuda seda hoida ja nende atmosfääri molekulid on ruumis laiali. See protsess toimub aeglaselt ja pidevalt.

lämmastik, Kõige levinum gaas atmosfääris on keemiliselt passiivne.

Hapnik, erinevalt lämmastikust, on keemiliselt väga aktiivne element. Hapniku spetsiifiline funktsioon on heterotroofsete organismide, kivimite ja vulkaanide poolt atmosfääri paisatavate alaoksüdeeritud gaaside orgaanilise aine oksüdeerimine. Ilma hapnikuta ei toimuks surnud orgaanilise aine lagunemist.

Atmosfääri struktuur

Atmosfääri struktuur koosneb kahest osast: sisemine - troposfäär, stratosfäär, mesosfäär ja termosfäär ehk ionosfäär ning välimine - magnetosfäär (eksosfäär).

1) Troposfäär- see on atmosfääri alumine osa, kuhu on koondunud 3/4, st. ~ 80% kogu maakera atmosfäärist. Selle kõrguse määrab maapinna ja ookeani kuumenemisest tingitud vertikaalsete (tõusvate või laskuvate) õhuvoolude intensiivsus, seetõttu on troposfääri paksus ekvaatoril 16–18 km, parasvöötme laiuskraadidel 10–11 km ning poolustel – kuni 8 km. Õhutemperatuur troposfääris kõrgusel langeb 0,6ºС iga 100 m kohta ja jääb vahemikku +40 kuni -50ºС.

2) Stratosfäär asub troposfääri kohal ja on kuni 50 km kõrgusel planeedi pinnast. Temperatuur kuni 30 km kõrgusel on konstantne -50ºС. Siis hakkab see tõusma ja ulatub 50 km kõrgusel +10ºС.

Biosfääri ülemine piir on osooniekraan.

Osooniekraan on stratosfääris paiknev atmosfäärikiht, mis asub Maa pinnast erinevatel kõrgustel ja mille maksimaalne osoonitihedus on 20–26 km kõrgusel.

Osoonikihi kõrgus poolustel on hinnanguliselt 7-8 km, ekvaatoril 17-18 km ja osooni maksimaalne esinemiskõrgus on 45-50 km. Elu osoonikilbi kohal on Päikese karmi ultraviolettkiirguse tõttu võimatu. Kui surute kõik osoonimolekulid kokku, saate planeedi ümber ~ 3 mm kihi.

3) Mesosfäär– selle kihi ülemine piir asub kuni 80 km kõrgusel. Selle peamine omadus on temperatuuri järsk langus -90ºС ülemise piiri juures. Siin registreeritakse jääkristallidest koosnevad noktiilsed pilved.

4) ionosfäär (termosfäär) - asub kuni 800 km kõrgusel ja seda iseloomustab oluline temperatuuri tõus:

150 km temperatuur +240ºС,

200 km temperatuur +500ºС,

600 km temperatuur +1500ºС.

Päikese ultraviolettkiirguse mõjul on gaasid ioniseeritud olekus. Ionisatsiooni seostatakse gaaside sära ja aurorade ilmumisega.

Ionosfääril on võime raadiolaineid korduvalt peegeldada, mis tagab kaugraadioside planeedil.

5) Eksosfäär– asub üle 800 km ja ulatub kuni 3000 km kaugusele. Siin on temperatuur >2000ºС. Gaasi liikumise kiirus läheneb kriitilisele ~ 11,2 km/sek. Domineerivad aatomid on vesinik ja heelium, mis moodustavad Maa ümber helendava krooni, mis ulatub 20 000 km kõrgusele.

Atmosfääri funktsioonid

1) Termoregulatsioon – ilm ja kliima Maal sõltuvad soojuse ja rõhu jaotusest.

2) Elu säilitav.

3) Troposfääris toimuvad globaalsed õhumasside vertikaalsed ja horisontaalsed liikumised, mis määravad veeringe ja soojusvahetuse.

4) Peaaegu kõik maapinna geoloogilised protsessid on põhjustatud atmosfääri, litosfääri ja hüdrosfääri koosmõjust.

5) Kaitsev – atmosfäär kaitseb maad kosmose, päikesekiirguse ja meteoriiditolmu eest.

Atmosfääri funktsioonid. Ilma atmosfäärita oleks elu Maal võimatu. Inimene tarbib päevas 12-15 kg. õhku, hingates iga minuti järel 5–100 liitrit, mis ületab oluliselt keskmist ööpäevast toidu- ja veevajadust. Lisaks kaitseb atmosfäär usaldusväärselt inimesi ohtude eest, mis neid kosmosest ähvardavad: ei lase läbi meteoriite ega kosmilist kiirgust. Inimene võib elada ilma toiduta viis nädalat, ilma veeta viis päeva, ilma õhuta viis minutit. Tavaline inimelu nõuab mitte ainult õhku, vaid ka selle teatud puhtust. Õhukvaliteedist sõltub inimeste tervis, taimestiku ja loomastiku seisund, ehituskonstruktsioonide ja -tarindite tugevus ja vastupidavus. Saastunud õhk kahjustab vett, maad, merd ja pinnast. Atmosfäär määrab valguse ja reguleerib maa soojusrežiime, aitab kaasa soojuse ümberjaotumisele maakeral. Gaasikesta kaitseb Maad liigse jahtumise ja kuumenemise eest. Kui meie planeeti ei ümbritseks õhukest, siis ühe päeva jooksul ulatuks temperatuurikõikumiste amplituud 200 C-ni. Atmosfäär päästab kõike Maal elavat hävitava ultraviolett-, röntgeni- ja kosmiliste kiirte eest. Atmosfäär mängib valguse levimisel suurt rolli. Selle õhk purustab päikesekiired miljoniks väikeseks kiireks, hajutab need ja loob ühtlase valgustuse. Atmosfäär toimib helide juhina.

Troposfäär - atmosfääri alumine väga õhuke kiht 8-18 km kõrgune, kuhu on koondunud 80% Maa atmosfääri massist

Atmosfääri O 2 tähtsus Maa bioloogilistes ja geokeemilistes protsessides on äärmiselt suur. Seetõttu on teadlased pikka aega uurinud, kuidas hapnikusisaldus meie planeedi ajaloos on muutunud. Seda saab mõista, arvutades O 2 ja N 2 osarõhu kogu atmosfäärirõhus.

Vaatamata probleemi pikale ajaloole ei ole ekspertidel endiselt üksmeelt atmosfäärirõhu muutuste osas viimase 500 miljoni aasta jooksul. Arvutused erinevad kuni 0,2 atm (vt joonist allpool). Isegi viimase paari miljoni aasta jooksul pole selget pilti selle kohta, kuidas täpselt on muutunud atmosfäärirõhk, osarõhk ja seega ka O 2 kontsentratsioonid.

Küsimus pole lihtne, sest atmosfääri hapnikku tarbivad pidevalt loomad, taimed ja isegi kivid. Princetoni ülikooli teadlaste rühm selgitas seda küsimust, uurides õhumullide kontsentratsiooni Gröönimaalt ja Antarktikast pärit jääsüdamikes.

Jääsüdamik 1837 m sügavuselt nähtavate aastakihtidega

Tänapäeval on jääsüdamikud kõige usaldusväärsem ja täpsem atmosfäärirõhuandmete allikas. Jää maksimaalne vanus südamikus on 800 tuhat aastat, mistõttu uuringud piirduvad selle ajavahemikuga.


Jääsüdamike kaevandamine Vostoki uurimisjaamas Antarktikas

Selgus, et selle aja jooksul toimub Maalt üsna stabiilne hapnikuleke kiirusega ligikaudu 8,4 ppm miljoni aasta kohta. Eelkõige on viimase 800 000 aasta jooksul atmosfääris olnud umbes 0,7% vähem hapnikku.


Vasakpoolne diagramm näitab, kuidas erinevad teadusliku modelleerimise tulemused atmosfääri O 2 /N 2 suhte ja osarõhu vahel. Parempoolne diagramm näitab osarõhu muutust jääsüdamike õhumullide mõõtmise tulemuste põhjal 800 tuhande aasta jooksul

"Tegime need mõõtmised pigem huvist kui teooria kinnitamiseks," üks teadusliku töö autoreid Daniel Stolper. "Me ei teadnud, mis juhtub: kas hapnik suureneb aastatega, väheneb või jääb samaks."

Hapniku hulga vähenemine atmosfääris toimub üsna aeglaselt. Tõenäoliselt ei ohusta see inimelu miljoneid aastaid. Kuid teave selliste tsüklite olemuse kohta on teaduse jaoks väga oluline. Peame teadma, millised tegurid mõjutavad muutusi. Seda teavet saab muu hulgas kasutada Marsi terraformeerimisel, kui inimesed hakkavad asustama Punast planeeti. Tõenäoliselt peame suurendama hapniku hulka Marsi atmosfääris.

Ka Maal ei olnud hapnikku esimese paari miljardi aasta jooksul. Kõige tõenäolisem teooria on see, et hapnikutase tõusis umbes 2,4 miljardit aastat tagasi sinivetikate ehk sinivetikatena tuntud tsüanobakterite tegevuse tõttu. Seda atmosfääri koostise dramaatiliste muutuste perioodi, millele järgnes Maa ajaloos biosfääri ümberstruktureerimine ja ülemaailmne Huroni jäätumine, nimetatakse hapnikukatastroofiks.


Sinivetikad on põhjuseks, miks 2,4 miljardit aastat tagasi ilmus Maale suures koguses hapnikku ja tekkis arenenum elu

Sama hapnikukatastroofi võib tekitada ka Marsil.

Teadlased pole veel jõudnud üksmeelele, miks Maa atmosfäär aeglaselt hapnikku kaotab. On kaks hüpoteesi. Üks on see, et selle põhjuseks on erosioonikiiruse suurenemine, mis eemaldab pinnasest rohkem kivimit, mis oksüdeerub ja seob rohkem hapnikku. Teine teooria on seotud kliimamuutustega: temperatuur on viimase paari miljoni aasta jooksul veidi langenud, hoolimata viimaste aastakümnete järsust tõusust. Temperatuuri languse tõttu võis käivituda keskkonnareaktsioonide ahel, mille tulemusena hakkas Maailmameres rohkem hapnikku lahustuma ja seonduma.

Praegu on need kõik vaid hüpoteesid, mida tuleb testida.

Hetkel sisaldab Maa atmosfäär 78,09% lämmastikku, 20,95% hapnikku, 0,93% argooni, 0,039% süsihappegaasi ja vähesel määral muid gaase. Samuti muudab see pidevalt veeauru kontsentratsiooni, mida peetakse üheks peamiseks kasvuhoonegaasiks. Ookeani tasemel on H2O kontsentratsioon atmosfääris umbes 1% ja keskmiselt umbes 0,4%. Atmosfääri kogumass on 5,5 × 10 18 kg, see tähendab 5,5 zettagrammi või 5,5 petatoni.


Hapniku akumuleerumine Maa atmosfääris. Roheline graafik on hapnikutaseme alumine hinnang, punane graafik on ülemine hinnang. 1. 3,85-2,45 miljardit aastat tagasi. 2. 2,45-1,85 miljardit aastat tagasi: hapniku tootmise algus ja selle neeldumine ookeani ja merepõhja kivimite poolt. 3. 1,85-0,85 miljardit aastat tagasi: kivimite oksüdeerumine maismaal. 4. 0,85-0,54 miljardit aastat tagasi: kõik maapealsed kivimid on oksüdeerunud, algab hapniku akumuleerumine atmosfääris. 5. 0,54 miljardit aastat tagasi – praegu

Maa atmosfäärist lekib hapnik aeglaselt. Kuid teadlased rõhutavad, et nende uuring ei sisalda andmeid hapnikutaseme muutuste kohta viimase 200 aasta jooksul pärast tööstusrevolutsiooni algust, mil inimesed hakkasid aktiivselt maa soolestikku oksüdeerima süsivesinikke, saades sellest keemilisest reaktsioonist energiat. ja seob atmosfäärist suures koguses hapnikku. "Me tarbime hapnikku tuhat korda rohkem kui varem," ütleb Daniel Stolper. "Inimkond on täielikult sulgenud [hapniku] tsükli, põletades tuhandeid tonne süsinikku... See on järjekordne tõend selle kohta, et koos töötades saavad inimesed märkimisväärselt kiirendada looduslikke protsesse Maal."

Erinevalt meie päikesesüsteemi kuumadest ja külmadest planeetidest eksisteerivad planeedil Maa tingimused, mis võimaldavad mingil kujul elu. Üks põhitingimusi on atmosfääri koostis, mis annab kõigile elusolenditele võimaluse vabalt hingata ja kaitseb neid kosmoses valitseva surmava kiirguse eest.

Millest koosneb atmosfäär?

Maa atmosfäär koosneb paljudest gaasidest. Põhimõtteliselt, mis võtab enda alla 77%. Gaas, ilma milleta pole elu Maal mõeldav, on palju väiksema mahuga; hapnikusisaldus õhus on 21% atmosfääri kogumahust. Viimased 2% on segu erinevatest gaasidest, sealhulgas argoon, heelium, neoon, krüptoon ja teised.

Maa atmosfäär tõuseb 8 tuhande km kõrgusele. Hingamiseks sobivat õhku leidub ainult atmosfääri alumises kihis, troposfääris, mis ulatub poolustel 8 km kõrgusele ja ekvaatorist 16 km kõrgusele. Kõrguse kasvades muutub õhk õhemaks ja seda suurem on hapnikupuudus. Et kaaluda, milline on õhu hapnikusisaldus erinevatel kõrgustel, toome näite. Everesti tipus (kõrgus 8848 m) mahutab õhk seda gaasi 3 korda vähem kui merepinnast kõrgemal. Seetõttu saavad kõrgete mäetippude vallutajad - mägironijad - selle tippu ronida ainult hapnikumaskides.

Hapnik on planeedi ellujäämise peamine tingimus

Maa eksisteerimise alguses ei olnud seda ümbritsenud õhus seda gaasi koostises. See oli üsna sobiv algloomade - ookeanis ujunud üherakuliste molekulide - eluks. Nad ei vajanud hapnikku. Protsess sai alguse umbes 2 miljonit aastat tagasi, kui esimesed elusorganismid hakkasid fotosünteesi reaktsiooni tulemusena eraldama väikeseid annuseid seda keemiliste reaktsioonide tulemusena saadud gaasi esmalt ookeani, seejärel atmosfääri. . Elu arenes planeedil ja võttis mitmesuguseid vorme, millest enamik pole tänapäevani säilinud. Mõned organismid kohanesid lõpuks uue gaasiga elama.

Nad õppisid selle jõudu ohutult kasutama rakus, kus see toimis jõujaamana toidust energia ammutamiseks. Sellist hapniku kasutamise viisi nimetatakse hingamiseks ja me teeme seda iga sekund. Just hingamine tegi võimalikuks keerukamate organismide ja inimeste tekkimise. Miljonite aastate jooksul on hapnikusisaldus õhus tõusnud tänapäevase tasemeni – umbes 21%. Selle gaasi akumuleerumine atmosfääri aitas kaasa osoonikihi tekkele 8-30 km kõrgusel maapinnast. Samal ajal sai planeet kaitset ultraviolettkiirte kahjulike mõjude eest. Eluvormide edasine areng vees ja maal kasvas fotosünteesi suurenemise tulemusena kiiresti.

Anaeroobne elu

Kuigi mõned organismid kohanesid eralduvate gaaside suureneva tasemega, kadusid paljud Maal eksisteerinud lihtsamad eluvormid. Teised organismid jäid ellu hapniku eest peitu pugedes. Mõned neist elavad tänapäeval kaunviljade juurtes, kasutades õhust saadavat lämmastikku taimede jaoks aminohapete tootmiseks. Surmav organism botulism on veel üks hapnikupagulane. See säilib kergesti vaakumpakendatud konservides.

Milline hapnikutase on eluks optimaalne?

Enneaegselt sündinud lapsed, kelle kopsud pole veel täielikult hingamiseks avatud, satuvad spetsiaalsetesse inkubaatoritesse. Nendes on hapnikusisaldus õhus mahu järgi suurem ja tavapärase 21% asemel on selle tase seatud 30-40%. Raskete hingamisprobleemidega imikud on ümbritsetud 100-protsendilise hapnikusisaldusega õhuga, et vältida lapse ajukahjustusi. Sellistes oludes olemine parandab hüpoksiaseisundis kudede hapnikurežiimi ja normaliseerib nende elutähtsaid funktsioone. Kuid liiga palju seda õhus on sama ohtlik kui liiga vähe. Liigne hapnik lapse veres võib kahjustada silmade veresooni ja põhjustada nägemise kaotust. See näitab gaasi omaduste duaalsust. Elamiseks peame seda hingama, kuid selle liig võib mõnikord muutuda kehale mürgiks.

Oksüdatsiooniprotsess

Kui hapnik ühineb vesiniku või süsinikuga, toimub reaktsioon, mida nimetatakse oksüdatsiooniks. See protsess põhjustab elu aluseks olevate orgaaniliste molekulide lagunemise. Inimkehas toimub oksüdatsioon järgmiselt. Punased verelibled koguvad kopsudest hapnikku ja kannavad seda kogu kehas. Toimub söödava toidu molekulide hävitamise protsess. See protsess vabastab energiat, vett ja jätab maha süsinikdioksiidi. Viimane eritub vererakkudega tagasi kopsudesse ja me hingame selle õhku välja. Inimene võib lämbuda, kui tal ei ole enam kui 5 minutit hingata.

Hingetõmme

Vaatleme hapnikusisaldust sissehingatavas õhus, mis sissehingamisel väljast kopsudesse satub, nimetatakse sissehingatuks ja väljahingamisel läbi hingamiselundite väljuvat õhku väljahingatuks.

See on õhu segu, mis täitis alveoolid hingamisteedes oleva õhuga. Õhu keemiline koostis, mida terve inimene looduslikes tingimustes sisse ja välja hingab, praktiliselt ei muutu ja seda väljendatakse järgmistes numbrites.

Hapnik on õhu peamine komponent eluks. Selle gaasi koguse muutused atmosfääris on väikesed. Kui merelähedase õhu hapnikusisaldus ulatub kuni 20,99%, siis isegi tööstuslinnade väga saastunud õhus ei lange selle tase alla 20,5%. Sellised muutused ei avalda mõju inimkehale. Füsioloogilised häired ilmnevad siis, kui hapniku protsent õhus langeb 16-17%-ni. Sel juhul on ilmne, mis viib elutegevuse järsu languseni ja kui hapnikusisaldus õhus on 7-8%, on surm võimalik.

Atmosfäär erinevatel ajastutel

Atmosfääri koostis on alati evolutsiooni mõjutanud. Erinevatel geoloogilistel aegadel täheldati loodusõnnetuste tõttu hapnikutaseme tõusu või langust, millega kaasnes muutused biosüsteemis. Umbes 300 miljonit aastat tagasi tõusis selle sisaldus atmosfääris 35% -ni ja planeedi koloniseerisid hiiglaslikud putukad. Suurim elusolendite väljasuremine Maa ajaloos toimus umbes 250 miljonit aastat tagasi. Selle käigus suri üle 90% ookeani elanikest ja 75% maismaa elanikest. Üks massilise väljasuremise versioon ütleb, et süüdlane oli õhu madal hapnikutase. Selle gaasi kogus langes 12%-ni ja seda atmosfääri alumises kihis kuni 5300 meetri kõrguseni. Meie ajastul ulatub atmosfääriõhu hapnikusisaldus 20,9%, mis on 0,7% madalam kui 800 tuhat aastat tagasi. Neid arve kinnitasid Princetoni ülikooli teadlased, kes uurisid sel ajal tekkinud Gröönimaa ja Atlandi ookeani jääproove. Külmunud vees säilib õhumullid ja see asjaolu aitab arvutada hapniku taset atmosfääris.

Mis määrab selle taseme õhus?

Selle aktiivset neeldumist atmosfäärist võib põhjustada liustike liikumine. Kui nad eemalduvad, paljastavad nad hiiglaslikud orgaaniliste kihtide alad, mis tarbivad hapnikku. Teine põhjus võib olla Maailma ookeani vete jahtumine: selle bakterid imavad madalamal temperatuuril hapnikku aktiivsemalt. Teadlased väidavad, et tööstushüpe ja sellega koos ka tohutute kütusekoguste põletamine erilist mõju ei avalda. Maailmaookeanid on jahtunud 15 miljonit aastat ning elutegevuseks vajalike ainete hulk atmosfääris on vähenenud sõltumata inimmõjust. Tõenäoliselt toimuvad Maal looduslikud protsessid, mille tõttu hapnikutarbimine on suurem kui selle tootmine.

Inimese mõju atmosfääri koostisele

Räägime inimese mõjust õhu koostisele. Praegune tase on elusolenditele ideaalne, hapnikusisaldus õhus on 21%. Selle ja teiste gaaside tasakaalu määrab looduses kulgev elutsükkel: loomad hingavad välja süsihappegaasi, taimed kasutavad seda ära ja eraldavad hapnikku.

Kuid pole mingit garantiid, et see tase on alati konstantne. Atmosfääri paisatava süsihappegaasi hulk suureneb. See on tingitud inimkonna kütusekasutusest. Ja nagu teate, tekkis see orgaanilise päritoluga fossiilidest ja süsinikdioksiid satub õhku. Samal ajal hävitatakse meie planeedi suurimaid taimi, puid, üha kiiremini. Minutiga kaovad kilomeetrid metsa. See tähendab, et osa õhus olevast hapnikust hakkab tasapisi langema ja teadlased löövad juba häirekella. Maa atmosfäär ei ole piiritu ladu ja hapnik ei sisene sinna väljastpoolt. Seda arendati pidevalt koos Maa arenguga. Peame alati meeles pidama, et seda gaasi toodab taimestik fotosünteesi käigus süsinikdioksiidi tarbimise kaudu. Ja iga märkimisväärne taimestiku vähenemine metsade hävitamise näol vähendab paratamatult hapniku sisenemist atmosfääri, häirides seeläbi selle tasakaalu.

Peab ütlema, et Maa atmosfääri struktuur ja koostis ei olnud meie planeedi ühel või teisel arenguperioodil alati püsivad väärtused. Tänapäeval on selle elemendi vertikaalset struktuuri, mille kogupaksus on 1,5–2,0 tuhat km, esindatud mitmed põhikihid, sealhulgas:

  1. Troposfäär.
  2. Tropopaus.
  3. Stratosfäär.
  4. Stratopaus.
  5. Mesosfäär ja mesopaus.
  6. Termosfäär.
  7. Eksosfäär.

Atmosfääri põhielemendid

Troposfäär on kiht, milles täheldatakse tugevaid vertikaalseid ja horisontaalseid liikumisi, siin kujunevad ilm, settenähtused ja kliimatingimused. See ulatub 7-8 kilomeetri kaugusele planeedi pinnast peaaegu kõikjal, välja arvatud polaaralad (seal kuni 15 km). Troposfääris toimub temperatuuri järkjärguline langus, ligikaudu 6,4 ° C iga kõrguse kilomeetri kohta. See indikaator võib erinevatel laiuskraadidel ja aastaaegadel erineda.

Maa atmosfääri koostis selles osas on esindatud järgmiste elementide ja nende protsendimääradega:

Lämmastik - umbes 78 protsenti;

Hapnik - peaaegu 21 protsenti;

Argoon - umbes üks protsent;

Süsinikdioksiid - alla 0,05%.

Üksikkoosseis kuni 90 kilomeetri kõrgusele

Lisaks võib siit leida tolmu, veepiisku, veeauru, põlemisprodukte, jääkristalle, meresoolasid, palju aerosooliosakesi jne. Seda Maa atmosfääri koostist täheldatakse kuni ligikaudu üheksakümne kilomeetri kõrgusel, seega on õhk keemilise koostise poolest ligikaudu sama, mitte ainult troposfääris, vaid ka seda ületavates kihtides. Kuid seal on atmosfääril põhimõtteliselt erinevad füüsikalised omadused. Üldise keemilise koostisega kihti nimetatakse homosfääriks.

Millised muud elemendid moodustavad Maa atmosfääri? Protsentides (mahu järgi, kuivas õhus) gaasid nagu krüptoon (umbes 1,14 x 10 -4), ksenoon (8,7 x 10 -7), vesinik (5,0 x 10 -5), metaan (umbes 1,7 x 10 -5) on siin esindatud 4), dilämmastikoksiid (5,0 x 10 -5) jne Massiprotsendina on loetletud komponentidest enim dilämmastikoksiid ja vesinik, järgnevad heelium, krüptoon jne.

Atmosfääri erinevate kihtide füüsikalised omadused

Troposfääri füüsikalised omadused on tihedalt seotud selle lähedusega planeedi pinnale. Siit suunatakse infrapunakiirte kujul peegeldunud päikesesoojus tagasi ülespoole, kaasates juhtivuse ja konvektsiooni protsessid. Seetõttu langeb temperatuur maapinnast kaugenedes. Seda nähtust täheldatakse kuni stratosfääri kõrguseni (11-17 kilomeetrit), seejärel muutub temperatuur peaaegu muutumatuks kuni 34-35 km ja seejärel tõuseb temperatuur uuesti 50 kilomeetri kõrgusele (stratosfääri ülempiir) . Stratosfääri ja troposfääri vahel on õhuke tropopausi vahekiht (kuni 1-2 km), kus ekvaatori kohal täheldatakse püsivaid temperatuure - umbes miinus 70 ° C ja alla selle. Pooluste kohal “soojeneb” tropopaus suvel miinus 45°C-ni, talvel kõiguvad siin temperatuurid –65°C ümber.

Maa atmosfääri gaasiline koostis sisaldab sellist olulist elementi nagu osoon. Maapinnal on seda suhteliselt vähe (kümme kuni miinus kuues aste ühe protsendini), kuna gaas tekib päikesevalguse mõjul atmosfääri ülemistes osades aatomi hapnikust. Eelkõige on kõige rohkem osooni umbes 25 km kõrgusel ja kogu "osooniekraan" asub poolustel 7–8 km, ekvaatoril 18 km ja kokku kuni 50 km kõrgusel poolustel. planeedi pind.

Atmosfäär kaitseb päikesekiirguse eest

Maa atmosfääri õhu koostisel on elu säilimisel väga oluline roll, kuna üksikud keemilised elemendid ja koostised piiravad edukalt päikesekiirguse ligipääsu maapinnale ning sellel elavatele inimestele, loomadele ja taimedele. Näiteks veeauru molekulid neelavad tõhusalt peaaegu kõiki infrapunakiirguse vahemikke, välja arvatud pikkused vahemikus 8–13 mikronit. Osoon neelab ultraviolettkiirgust kuni lainepikkuseni 3100 A. Ilma õhukese kihita (keskmiselt vaid 3 mm, kui see asetatakse planeedi pinnale), ainult vesi sügavamal kui 10 meetrit ja maa-alused koopad, kuhu päikesekiirgus ei mõju. haaret saab asustada..

Stratopausis null Celsiuse järgi

Atmosfääri kahe järgmise tasandi, stratosfääri ja mesosfääri vahel on tähelepanuväärne kiht – stratopaus. See vastab ligikaudu osooni maksimumide kõrgusele ja siinne temperatuur on inimesele suhteliselt mugav – umbes 0°C. Stratopausist kõrgemal mesosfääris (algab kuskil 50 km kõrgusel ja lõpeb 80-90 km kõrgusel) täheldatakse taas temperatuuri langust kauguse suurenedes Maa pinnast (miinus 70-80 ° C-ni). ). Meteorid põlevad tavaliselt mesosfääris täielikult ära.

Termosfääris - pluss 2000 K!

Maa atmosfääri keemiline koostis termosfääris (algab pärast mesopausi umbes 85-90 kuni 800 km kõrguselt) määrab sellise nähtuse võimaluse nagu väga haruldaste "õhu" kihtide järkjärguline kuumenemine päikesekiirguse mõjul. . Planeedi õhuteki selles osas on temperatuurid vahemikus 200–2000 K, mis saadakse hapniku ioniseerimise tõttu (aatomi hapnik asub üle 300 km), samuti hapnikuaatomite rekombinatsioonist molekulideks. , millega kaasneb suure hulga soojuse eraldumine. Termosfäär on koht, kus aurorad tekivad.

Termosfääri kohal asub eksosfäär – atmosfääri välimine kiht, millest kerged ja kiiresti liikuvad vesinikuaatomid pääsevad avakosmosesse. Maa atmosfääri keemilist koostist esindavad siin enamasti üksikud hapnikuaatomid alumistes kihtides, heeliumiaatomid keskmistes kihtides ja peaaegu eranditult vesinikuaatomid ülemistes kihtides. Siin valitsevad kõrged temperatuurid - umbes 3000 K ja atmosfäärirõhk puudub.

Kuidas tekkis maa atmosfäär?

Kuid nagu eespool mainitud, ei olnud planeedil alati sellist atmosfääri koostist. Kokku on selle elemendi päritolu kohta kolm kontseptsiooni. Esimene hüpotees viitab sellele, et atmosfäär võeti protoplanetaarsest pilvest akretsiooni käigus. Tänapäeval on see teooria aga märkimisväärse kriitika osaliseks, kuna sellise esmase atmosfääri oleks pidanud hävitama meie planeedisüsteemi tähe päikese "tuul". Lisaks oletatakse, et maapealsete planeetide tekkevööndis ei õnnestunud lenduvaid elemente liiga kõrgete temperatuuride tõttu hoida.

Maa primaarse atmosfääri koostis, nagu eeldab teine ​​hüpotees, võis kujuneda tänu Päikesesüsteemi lähistelt saabunud asteroidide ja komeetide aktiivsele pommitamisele maapinnale arengu algstaadiumis. Seda kontseptsiooni on üsna raske kinnitada või ümber lükata.

Katse IDG RASis

Kõige tõenäolisem tundub olevat kolmas hüpotees, mis usub, et atmosfäär tekkis maakoore vahevööst gaaside vabanemise tulemusena umbes 4 miljardit aastat tagasi. Seda kontseptsiooni katsetati Venemaa Teaduste Akadeemia Geograafia Instituudis eksperimendi “Tsarev 2” käigus, mil vaakumis kuumutati meteoriitse päritoluga aine proovi. Seejärel registreeriti selliste gaaside eraldumine nagu H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 jne. Seetõttu eeldasid teadlased õigesti, et Maa primaarse atmosfääri keemiline koostis sisaldab vett ja süsinikdioksiidi, vesinikfluoriidi ( HF), süsinikmonooksiid (CO), vesiniksulfiid (H 2 S), lämmastikuühendid, vesinik, metaan (CH 4), ammoniaagiaur (NH 3), argoon jne. Tekkimises osales primaarsest atmosfäärist pärit veeaur hüdrosfäärist oli süsihappegaas suuremal määral seotud orgaanilistes ainetes ja kivimites, lämmastik läks tänapäeva õhu koostisesse ning ka taas settekivimitesse ja orgaanilistesse ainetesse.

Maa primaarse atmosfääri koostis ei võimaldanud tänapäeva inimestel ilma hingamisaparaadita selles viibida, kuna siis puudus hapnik vajalikus koguses. Seda elementi ilmus märkimisväärsetes kogustes poolteist miljardit aastat tagasi, arvatavasti on see seotud meie planeedi vanimate elanike siniroheliste ja teiste vetikate fotosünteesi protsessiga.

Minimaalne hapnikusisaldus

Sellest, et Maa atmosfääri koostis oli algselt peaaegu hapnikuvaba, viitab asjaolu, et vanimates (Katarhea) kivimites leidub kergesti oksüdeeruvat, kuid mitte oksüdeeruvat grafiiti (süsinikku). Seejärel ilmusid nn ribastatud rauamaagid, mis sisaldasid rikastatud raudoksiidide kihte, mis tähendab võimsa molekulaarse hapnikuallika ilmumist planeedile. Kuid neid elemente leiti ainult perioodiliselt (võib-olla ilmusid samad vetikad või muud hapnikutootjad väikestele saartele hapnikuvabas kõrbes), samas kui ülejäänud maailm oli anaeroobne. Viimast toetab asjaolu, et kergesti oksüdeeruvat püriiti leiti vooluga töödeldud kivikeste kujul ilma keemiliste reaktsioonide jälgedeta. Kuna voolavat vett ei saa halvasti õhutada, on kujunenud arvamus, et atmosfäär enne Kambriumi sisaldas alla ühe protsendi tänapäeva hapniku koostisest.

Revolutsiooniline muutus õhu koostises

Ligikaudu proterosoikumi keskel (1,8 miljardit aastat tagasi) toimus "hapnikurevolutsioon", kui maailm läks üle aeroobsele hingamisele, mille käigus saab ühest toitainemolekulist (glükoosist) saada 38, mitte aga kaks (nagu anaeroobne hingamine) energiaühikud. Maa atmosfääri koostis hakkas hapniku osas ületama ühe protsendi praegusest ja tekkima hakkas osoonikiht, mis kaitses organisme kiirguse eest. Just tema eest peitsid paksude kestade alla näiteks sellised iidsed loomad nagu trilobiidid. Sellest ajast kuni meie ajani suurenes peamise "hingamisteede" elemendi sisaldus järk-järgult ja aeglaselt, tagades planeedi eluvormide arengu mitmekesisuse.