“Эволюция атмосферы в истории земли”

СЛАЙД 1

Из всех планет Солнечной системы только Земля обладает уникальной атмосферой.

Такой оптимальный для жизни состав земной атмосферы постепенно возник благодаря длительным взаимодействиям процессов дегазации Земли с геохимическими и биологическими преобразованиями вещества, приведшими к связыванию отдельных компонент атмосферы в осадочных породах и гидросфере нашей планеты и, наоборот, к высвобождению газа - эликсира жизни - кислорода.

И наше счастье, что согревающее нас Солнце является спокойной и небольшой звездой, а Земля расположена от него на таком расстоянии, что средняя температура земной поверхности в настоящее время не превышает + 15 °С. Если бы светимость Солнца была большей, в 3-4 раза, то Земля неизбежно "превратилась бы в Венеру" с плотной углекислотно-паровой атмосферой, а если меньшей, то замерзла, подобно Марсу.
СЛАЙД 2

СЛАЙД 3

·                          Существует точка зрения, согласно которой первичная атмосфера Земли была захвачена гравитационным полем нашей планеты непосредственно из протопланетного облака еще в процессе аккреции планет (Mayashi et al., 1979). Предполагается, что в этом случае масса такой атмосферы могла достигать массы континентальной коры, а давление у земной поверхности - намного превышать 10⁴ бар (атм). При этом атмосфера становилась полностью непрозрачной и, следовательно, только за счет парникового эффекта и адиабатического сжатия газовой смеси температура у ее основания могла подниматься до десятков тысяч градусов! Однако никаких геологических следов существования у Земли столь экзотической атмосферы не обнаружено, а они должны были бы сохраниться в ее летописи. Кроме того, любые предположения о существовании у молодой Земли очень плотной атмосферы встречаются с непреодолимыми трудностями при объяснении механизмов ее перехода от столь экстремальных условий на поверхности к привычной нам комфортной для жизни ситуации.

СЛАЙД 4

·                          По значительно более реальным представлениям (Rubey, 1951; Полдервард, 1957; Виноградов, 1967, 1969; Шопф, 1982; Холленд, 1989; и др.), атмосфера Земли, как и ее гидросфера, образовалась благодаря дегазации мантии - процесса, происходящего и сейчас, но, возможно, развивавшегося наиболее интенсивно на ранних этапах существования Земли. Обычно принимается, что первичная атмосфера состояла из паров воды, углекислого газа и других газовых фракций (H₂S, CO, H₂, N₂, CH₄, NH₃, HF, HCl, Ar), т.е. была восстановительной. Развитие атмосферы с освобождением газообразного кислорода происходило в основном благодаря фотохимическим реакциям в верхних слоях атмосферы и фотосинтеза появившихся еще в раннем докембрии сине-зеленых водорослей.

Как уже отмечалось, происхождение атмосферы также связывают с дегазацией земных недр, но в отличие от наиболее популярных моделей начало этого процесса нужно относить не к моменту формирования Земли, около 4,6 млрд лет назад, а к началу ее тектонической активности, приблизительно 4 млрд лет назад.
СЛАЙД 5

Рассматривая происхождение и эволюцию атмосферы Земли, необходимо учитывать, что земное вещество (по сравнению с солнечным) было сильно обеднено летучими и подвижными элементами и соединениями. В противном случае современная атмосфера (и гидросфера) была бы значительно более мощной. Так, по оценкам Б. Мейсона (1971), относительное содержание водорода на Земле (по отношению к кремнию) меньше, чем в космосе в тысячи и сотни раз. Поэтому, несмотря на распространенность в космическом пространстве таких летучих соединений, как H2, He, N2, H2O, CO2, CH4, NH3 и др., в земном веществе их оказалось исключительно мало. По-видимому, такая первичная и значительная дифференциация земного вещества произошла еще на допланетной стадии развития Солнечной системы за счет интенсивного выметания летучих и легкоподвижных компонентов из внутренних частей протопланетного газопылевого облака на его периферию в область формирования планет-гигантов.
Находящиеся же в Земле летучие соединения и элементы (Н2О, СО2, N2, HCl, HF, HI и др.) могли попасть в нее только в связанном состоянии: вода с гидросиликатами, азот с нитридами и нитратами, углекислый газ с карбонатами, галогены с галоидами и т. д. Поэтому в процессе роста Земли такие компоненты оказывались погребенными в недрах, а те остатки реакционно-активных летучих соединений, которые освобождались при ударных взрывах падавших на Землю планетезималей, должны были усиленно сорбироваться ультраосновным реголитом на поверхности растущей планеты и тоже погребались под новыми слоями выпадавшего на Землю метеоритного вещества.
Таким образом первичная атмосфера Земли действительно состояла из инертных и благородных газов.

Не должно было существовать тогда в атмосфере и заметного количества ⁴⁰ Аг - продукта распада радиоактивного калия ⁴⁰К.

Определить парциальные давления остальных компонентов первичной атмосферы (N₂, О, СО₂ и СО) значительно сложнее, так как для этого необходимо знать сорбционную и реакционную способность газов на реголите ультраосновного состава, к тому же еще содержащего свободные металлы (Fe, Ni, Со, Cr и др.)
СЛАЙД 6 АЗОТ

Азот относится к умеренно активным элементам, слабо вступающим в реакции с природными неорганическими соединениями. Поэтому существует большая вероятность того, что и в первичной атмосфере содержалось заметное количество этого газа. В этом случае значительная часть азота современной атмосферы является реликтовой, сохранившейся еще со времен формирования Земли около 4,6 млрд лет назад, хотя другая его часть могла дегазироваться из мантии уже на геологической стадии развития нашей планеты. Необходимо учитывать, что с появлением жизни на Земле около 4,0-3,8 млрд лет назад постоянно происходило связывание этого газа в органическом веществе и его захоронение в океанических осадках, а после выхода жизни на сушу (около 400 млн лет назад) - и в континентальных отложениях. Поэтому жизнедеятельность организмов за длительное время развития земной жизни могла существенно снизить парциальное давление азота в земной атмосфере, тем самым меняя климаты Земли.

СЛАЙД 7

Рассчитывая эффект поглощения азота, надо учитывать, что органический азот океанических осадков вместе с осадками через зоны скучиванья океанической коры в архее или через зоны поддвига плит в протерозое и фанерозое постоянно выводился из акваторий океанов. После этого он частично включался в гранит-метаморфические породы континентальной коры или уходил в мантию, но частично вновь дегазировался и снова поступал в атмосферу.

Помимо биогенного процесса связывания атмосферного азота, по-видимому, существует достаточно эффективный абиогенный механизм этой же направленности. Так, по расчетам Я. Юнга и М. МакЕлроя (Yung, McElroy, 1979), фиксация азота в почвах может происходить во время гроз благодаря образованию при электрических разрядах во влажном воздухе азотной и азотистой кислот.
Рассмотрим два крайних случая. Сначала предположим, что дегазация азота из мантии не происходила вовсе, тогда можно определить начальное эффективное давление атмосферы Земли в катархее (т.е. на интервале 4,6-4,0 млрд лет). Оно оказывается приблизительно равным 1,23 бар (1,21 атм).

Во втором случае будем считать (Ушаков, 1991), что почти весь азот атмосферы был дегазирован из мантии за последние 4 млрд лет.

Для обоих вариантов затем были рассчитаны кривые эволюции парциального давления азота в земной атмосфере. Реальной картине изменения этого давления тогда должна была бы соответствовать некоторая промежуточная кривая, определить положение которой можно, только привлекая дополнительную информацию по климатам Земли, существовавшим в прошлые геологические эпохи.

Таким образом  в раннем протерозое атмосфера практически состояла только из азота с небольшой добавкой аргона, тогда как парциальные давления кислорода и углекислого газа не превышали соответственно 10^-6 и 10^-2 атм. Принимая для той холодной эпохи T_s « 280 К « 7 °С, стало известно, что давление азотной атмосферы в это время приблизительно равнялось p_N = 1,09 атм, тогда как по гипотезе первичности азотной атмосферы в это время должно было бы быть p_N2« 1,19

Атм., а по гипотезе полностью дегазированного из мантии азота p_N2« 0,99 атм. Отсюда

видно, что азот современной атмосферы приблизительно на 54% состоит из реликтового газа и только на 46% дегазирован из мантии, а наиболее вероятная закономерность эволюции давления азота в земной атмосфере изображена на рис, кривая 2.
СЛАЙД 8 УГЛЕКИСЛЫЙ ГАЗ

Чтобы понять, как изменялось парциальное давление углекислого газа в истории земли необходимо знать скорость его дегазации из мантии земли.

СЛАЙД 9

 Пик скорости дегазации СО₂ приходится на время максимальной тектонической активности Земли, около 2,7 млрд. лет назад, тогда как с максимальной скоростью дегазация воды происходила около 2,5 млрд. лет назад, т.е. только после образования у Земли плотного ядра и перехода процесса дифференциации земного вещества от механизма зонной плавки к более спокойному бародиффузионному механизму дифференциации мантийного вещества.
Если бы весь дегазированный СО2 сохранялся в атмосфере, то его парциальное давление сейчас достигало бы 90-100 атм, т.е. было бы таким же, как и на Венере!
 К счастью для жизни на Земле, одновременно с поступлением СО₂ в атмосферу происходило его связывание в карбонатах. Но для протекания этой реакции необходима вода в жидкой фазе, так как только в этом случае гидратация силикатов сопровождается поглощением СО2 с образованием карбонатов:

•                     2CaAl2Si2O8 + 4H2O + 2CO2 — Al4[Si4O10](OH)8 + 2CaCO3 
    анортит                                           каолин                  кальцит

•                     4Mg2SiO4 + 4H2O + 2CO2 — Mg6[Si4O10](OH)8 +2MgCO3
    оливин                                      серпентин                       магнезит

По этой причине существенное влияние на эволюцию парциального давления углекислого газа в атмосфере оказала история развития океанов на Земле.
СЛАЙД  10

Как видно из графика, в протерозое и фанерозое почти весь дегазированный из мантии углекислый газ оказался связанным в карбонатном или биогенном (в форме С_орг) резервуарах, тогда как массу СО2, находящуюся в атмосфере и растворенную в гидросфере этих эпох, в масштабе приведенных на рисунке графиков показать не удается. Иная ситуация существовала в архее. Из-за малого количества воды в архейских океанах масса связанного СО2 в то время была существенно меньшей, чем масса дегазированного из мантии углекислого газа. Отсюда следует, что в архее заметная часть углекислого газа должна была находиться в атмосфере и быть растворенной в водах океана.

Помимо связанного в породах СО2 часть углекислого газа (в форме анионов НСО3^-) всегда оказывается растворенной в водах океана.

В позднем архее около 2,7 млрд лет назад масса растворенного в океане углекислого газа,

судя по расчетам (разность кривых 1 и 3 на графике), достигала 10²³ г при массе воды в

океане того времени около 1,32-10²³г. Отсюда видно, что концентрация растворенного углекислого газа в океанических водах тогда достигала 40%! Это означает, что при средней температуре океанов около 55 °С (см. ниже), океанические воды в позднем архее были горячими и кислыми, а следовательно, весьма агрессивными растворителями многих веществ.
Слайд 11

На рисунке приведен рассчитанный Н.О. Сорохтиным (2001) график эволюции парциального давления углекислого газа в атмосфере с учетом его частичного растворения в океанических водах. Подчеркнем, что условия для возникновения углекислотной атмосферы существовали только в архее. В протерозое и фанерозое подавляющая часть углекислого газа оказалась связанной в карбонатах и органическом веществе, а в атмосфере и гидросфере сохранилась лишь его малая часть, определяемая законом действующих масс реакций связывания С0₂ в горных породах и биосфере.
СЛАЙД 12  Кислород

Количественно оценить эволюцию содержания кислорода в земной атмосфере еще значительно сложнее, поскольку оно сильно зависело от таких трудно учитываемых факторов, как характер и уровень метаболизма древних фотосинтезирующих микроорганизмов, режимов поглощения О2 в окисножелезном и сульфатном резервуарах седиментосферы, условий застоя и стагнации или перемешивания вод древних океанов и т.д.

Поэтому общую картину возможных колебаний парциального давления кислорода в земной атмосфере можно описать только на качественном уровне.
Кислород в атмосферу поступал в основном из двух источников: за счет биогенного процесса восстановления углерода из углекислого газа и благодаря фотодиссоциации воды жестким излучением Солнца.
В современной атмосфере содержится около 1,2-10²¹ г кислорода, откуда общая масса О2 в кислородном резервуаре земной коры и атмосферы равна приблизительно 8,72-10²² г. Но за счет фотосинтеза микроорганизмов, водорослей и растений в тот же резервуар могло поступить только 5,2-10²² г О2.  Разница 3,52-10²² г должна была поступить из других источников. В раннем докембрии еще было очень мало кислорода, поэтому отсутствовал в атмосфере озоновый слой, и жесткое излучение Солнца проникало до земной поверхности, откуда видно, что таким источником могла быть диссоциация воды жестким излучением Солнца по известной реакции H₂O + hv — O + H₂. При этом водород улетучивался, а кислород уходил на окисление железа. Следовательно, в раннем докембрии за счет диссоциации воды в общий кислородный резервуар должно было поступить около 3,52-10²² г О2.
Часть этого кислорода, правда, могла освобождаться не только за счет прямой фотодиссоциации воды жестким излучением Солнца, но и за счет ее биохимического расщепления автотрофными организмами в процессе анаэробного метаболизма брожения. Разделить эффект этих двух механизмов пока не удается, но предположительно в раннем докембрии, когда еще не существовало защитного озонового слоя в земной стратосфере, явно доминировала фотодиссоциация воды над ее биологическим расщеплением.
СЛАЙД 13

В раннем докембрии (до 2,0 млрд лет назад) парциальное давление кислорода было очень низким, поэтому можно ожидать, что процесс фотодиссоциации воды заметно действовал только в архее и раннем протерозое.
Для расчета массы кислорода, освобождавшегося в результате жизнедеятельности микроорганизмов и водорослей, следует учитывать, что объемы фитопланктона в океане в основном лимитируются содержанием фосфора, растворимость которого в океанических водах весьма ограниченная. А раз так, то можно принять, что скорость биогенного выделения кислорода в докембрии и раннем палеозое (т. е. до появления наземной растительности) была пропорциональна массе воды в океанах, которая нам известна.
В этом случае сравнительно просто удается рассчитать и графики накопления биогенного кислорода в осадочных резервуарах, и скорости развития этих процессов.

Анализируя геологические данные, приходится признать, что парциальное давление О₂ в архейской и раннепротерозойской атмосфере было очень низким.

Доказательством чего служит то, что в  позднеархейских и раннепротерозойских конгломератах типа Витватерсранда в Южной Африке или Эллиот-Лейк в Канаде, широко распространенных на многих древних щитах и сформированных в интервале времен от 3 до 2,1 млрд лет назад, содержится большое количество обломочных уранинита UO2 (отлагавшегося только в период от 2,5 до 2,1 млрд лет) и пирита FeS2. Судя по косой слоистости и общей структуре конгломератов, видно, что их отложение происходило в прибрежных зонах на шельфах древних щитов, т.е. в деятельном слое океана. Поэтому образование таких минералов нельзя объяснить застойными явлениями в глубинных океанических водах. Кроме того, в период возникновения обширного Гуронского оледенения (около 2,5-2,3 млрд лет назад) застойных вод вообще не должно было бы существовать. Следовательно, в момент своего образования уранинит и пирит раннепротерозойских конгломератов находились в геохимическом равновесии с аэрированными водами океана, т.е. с атмосферой. Но при нахождении в среде с парциальным давлением О2 выше 10^-6 современного уровня уранинит переходит в U3O8 и другие окислы, а пирит разлагается с образованием окислов железа и сульфат-иона.

О восстановительных условиях древней атмосферы говорят и высокие отношения закисного железа к окисному в раннедокембрийских осадках и корах выветривания, а также массовые отложения хемогенных сидеритов.
Следует особо подчеркнуть, что факт одновременного отложения в то время окисных железных формаций не противоречит приведенным выше выводам о чрезвычайно низком парциальном давлении кислорода в атмосфере тех далеких геологических эпох. Более того, само существование осадочных железорудных формаций докембрия подтверждает эти выводы. Действительно, ведь при окислительной обстановке в атмосфере и океане растворимость окислов железа резко падает, и, следовательно, столь же резко должна уменьшаться миграционная способность железа. В этом случае все железо окислялось бы до трехвалентного нерастворимого состояния непосредственно в рифтовых зонах Земли и там же осаждалось, формируя металлоносные осадки офиолитовых комплексов, а не разносилось по всему океану, в том числе и на пассивные окраины континентов, с которыми и связаны залежи окисного железа. В те далекие эпохи железо скорее всего растворялось в океанических водах в форме бикарбоната Fe(HCO3). Окисление растворимого бикарбоната железа до трехвалентного состояния могло происходить чисто биогенным путем в местах обитания и развития фитопланктона и других фотосинтезирующих микроорганизмов. При этом выделявшийся за счет метаболизма водорослей и микроорганизмов кислород поступал прямо в водный раствор и тут же, без выделения в атмосферу, связывался с железом, окисляя его до трехвалентного и нерастворимого состояния:

 2Fe(HCO₃)₂ + O —Fe₂O₃ + 4CO₂ + 2H₂O.

 Исследование же изотопного состава осадочного С_орг в докембрийских железорудных отложениях показывает, что связанное с биологическими процессами изотопное фракционирование углерода происходило даже на стадиях накопления самых древних железистых формаций Исуа в Западной Гренландии возрастом около 3,8 млрд лет. В еще большей мере это относится к железистым кварцитам группы Хамерсли возрастом около 2,2-2 млрд. лет. Кроме того, в докембрийских толщах железистых кварцитов, были найдены прямые следы микрофоссилий, непосредственно указывающие на биогенное происхождение железорудных формаций.

Из рассматриваемого механизма окисления железа, в частности, следует, что в моменты всплеска накопления железных руд парциальное давление кислорода в атмосфере Земли должно было падать еще ниже, поскольку именно в эти периоды почти весь кислород биогенного и фотодиссоциационного происхождения поглощался окисляющимся железом.
Появление свободного кислорода, безусловно, должно было стимулировать эволюцию жизни и возникновение новых ее форм с более совершенным энергоемким метаболизмом. По палеонтологическим данным, известно, что первые находки эукариот (органических клеток с обособленным ядром) относятся к толщам среднего протерозоя с возрастом около 1,9-1,5 млрд лет. Для своего развития эукариотический фитопланктон требует небольших количеств растворенного в воде кислорода, поэтому можно связать это событие с переходом атмосферы через "точку Юри", определяемую давлением кислорода около 10^-3 от современного уровня.
Еще одной реперной точкой, по-видимому, является момент появления многоклеточных организмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, как известно, были сделаны в отложениях Южной Австралии нижнего венда возрастом около 680 млн лет. Но для организмов царства животных характерен активный обмен веществ, использующий кислородное дыхание. Поэтому появление метазоа могло произойти только при относительно повышенном парциальном давлении кислорода в атмосфере. Обычно за критическое содержание кислорода принимается точка Пастера, соответствующая его давлению около 10^-2 от современного уровня, при котором анаэробный процесс брожения сменяется энергетически более выгодным кислородным метаболизмом.

Этот же подход позволяет оценить содержание кислорода в атмосфере раннего палеозоя до появления наземной растительности в середине девона: концентрация кислорода тогда, вероятно, составляла 20% от современного уровня, а парциальное давление достигало 0,04-0,05 атм.

 В середине мезозоя, после появления и широкого распространения цветковых растений, содержание и давление кислорода в атмосфере уже приблизились к его современному уровню (около 0,23 атм).

По-видимому, в природе существует очень чувствительный механизм регулирования парциального давления кислорода в земной атмосфере фанерозоя. Осуществляется такое регулирование за счет установления динамического равновесия между двумя процессами. С одной стороны, это конечная мощность биологических ме­ханизмов генерации кислорода (зависящая от содержания углекислого газа и фосфора в атмосфере, океанической воде и почвах), а с другой - это процессы поглощения кислорода (определяемые его парциальным давлением в атмосфере) благодаря разложению в осадках органического углерода и его повторного окисления до углекислого газа. По этой причине можно ожидать, что установившийся сейчас равновесный уровень содержания кислорода в современной атмосфере (20,95% по объему или 0,232 бар по давлению) сохранится надолго и в будущем до полного окисления двухвалентного железа в мантии еще приблизительно через 600 млн лет.
СЛАЙД 14 ОБЩЕЕ ИЗМЕНЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Определив отдельно основные закономерности накопления в атмосфере главных составляющих, легко рассчитать суммарную картину эволюции состава земной атмосферы и ее давление.

Следует добавить еще накопление в атмосфере радиогенного аргона ⁴⁰Ar, содержание которого в современной атмосфере достигает 1,28% по массе (суммарная масса аргона на 99,6% состоит из изотопа ⁴⁰Ar).

Калий является типичным литофильным элементом и накапливается в континентальной коре пропорционально ее росту.

Суммарная картина изменения состава и давления атмосферы Земли изображена на рисунке (в связи с малыми значениями парциального давления аргона его концентрация на рисунке отдельно не показана, но включена в кривую давления азота).
СЛАЙД 15 и 16

Как видно из графиков, в катархее, около 4,6-4 млрд лет назад, атмосфера Земли была менее плотной, чем сейчас и состояла в основном из азота (0,67 атм), лишь с небольшими примесями благородных газов (~2-10^-5 атм).

В архее началось сравнительно быстрое нарастание давления углекислого газа, и атмосфера в основном стала углекислотной с подчиненным содержанием азота. В пике развития архейской атмосферы парциальное давление углекислого газа превышало 5 атм при парциальном давлении азота около 1 атм, поэтому суммарное давление атмосферы тогда (около 2,7 млрд лет назад) превышало 6 атм.

Помимо углекислого газа в атмосфере раннего архея должен был накапливаться метан, образующийся при окислении железа водой в присутствии углекислого газа

4Fe + 2H2O + CO2 — 4FeO + CH4 + 41,8 ккал/моль.

Наиболее интенсивно этот процесс должен был развиваться на самых ранних этапах дегазации Земли в начале архея, когда большая часть поверхности Земли еще была сложена первозданным реголитом, содержавшим до 13% металлического железа. В составе атмосферы того времени метан мог даже превалировать над СО₂. Кроме того, в архее в небольших количествах генерировалась и окись углерода, возникающая при взаимодействии углекислого газа с горячим железом

Fe + CO2 + 4,05 ккал/ моль — FeO + CO.

Отсюда видно, что атмосфера в начале раннего архея, была существенно восстановительной и азотно-углекислотно-метановой по составу.

В дальнейшем, приблизительно через 100 млн лет, после полной гидратации первозданного реголита, восстановительный потенциал архейской атмосферы должен был резко снизиться благодаря фотодиссоциации метана солнечным излучением и образования формальдегида

СН4 + СО2 + hv — 2HCOH. В результате архейская атмосфера стала углекислотно-азотной лишь с небольшими добавками метана и равновесным содержанием влаги.
В протерозое после выделения земного ядра и резкого снижения тектонической активности Земли в океанической коре возник серпентинитовый слой (см. рис. 9.2) и резко активизировались процессы связывания углекислого газа в карбонатах. В результате довольно быстро (в течение примерно 100 млн лет) из атмосферы оказался выведенным практически весь углекислый газ и земная атмосфера стала азотной с общим давлением около 1 атм. Наконец, после полного исчезновения свободного (металлического) железа из мантии в конце протерозоя в атмосфере фанерозоя стал постепенно накапливаться кислород, и она приняла привычный азотно-кислородный состав, а ее давление поднялось до 1 бара.

 В фанерозое максимального давления атмосфера, по-видимому, достигала в середине мезозоя, когда скорость генерации кислорода стала максимальной в связи с широким распространением тогда по Земле цветковых растений.

В будущем общее давление земной атмосферы продолжит постепенное снижение за счет связывания микроорганизмами азота в почвах континентов. Процесс этот продолжится до тех пор, пока в будущем, приблизительно через 600 млн лет, не начнется дегазация из мантии эндогенного кислорода, освобождающегося при образовании "ядерного" вещества Fe-FeO по реакции (4.6) из предельно окисленных к тому времени окислов железа в мантии. После этого давление кислорода в атмосфере Земли начнет стремительно возрастать вплоть до 40 атм и выше. Но произойдет это, на наше счастье, еще очень не скоро.
СЛАЙД 17 Современная атмосфера

Напомним вначале основные характеристики земной атмосферы: масса атмосферы

равна примерно 5,15-10²¹г, среднее давление воздуха на уровне моря p₀ равняется одной физической атмосфере, или 1,0132 бар (760 мм ртутного столба), а плотность р₀ « 1,27-10^-3 г/см³. С высотой давление и плотность воздуха быстро уменьшаются по экспоненциальному закону. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.

СЛАЙД 18- 19

Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15 - кислорода, 1,28 -аргона, 0,046 - углекислого газа, 0,00125 - неона и около 0,0007% остальных газов. Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12 - 0,13)-10²⁰ г, что в пересчете на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см² земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере О₃ « 3,1-10¹⁵ г (кислорода в атмосфере О₂ = 1,192-10²¹ г), этот газ спасает жизнь на поверхности Земли от пагубного воздействия на нее жесткого излучения Солнца.
СЛАЙД 20 -21

По распределению температуры в атмосфере Земли можно выделить три характерных слоя.

 Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы - ее тропосфера простирается до высот порядка 8-10 км в высоких широтах и до 16-18 км в экваториальном поясе (в среднем до 12 км), содержит около 80% массы всей атмосферы и характеризуется почти линейным распределением температуры.

Средний слой уже существенно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу и характеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотах около 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озоном ультрафиолетового излучения Солнца.

Еще выше расположена термосфера, в которой температура увеличивается с высотой до 1000 К и более, а на высотах, превышающих 1000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос.

Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходные слои, соответственно тропопауза, с температурами около 190-220 К и мезопауза с температурами, близкими к 180-190 К.
Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от ее распределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределение почти линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерным максимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимум температуры на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излучения Солнца озоном, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженного воздуха жестким излучением Солнца. Таким образом, в стратосфере и мезосфере температура в основном определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогда как распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами, главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотного слоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационным путем.
СЛАЙД 22 солнечная радиация
СЛАЙД 23 АЛЯРМ  ЖИНЕРАЛЬ

Согласно расчетам, уже через 1 млрд лет средняя поверхностная температура Земли достигнет температуры около 110 °С. Далее температура земной поверхности быстро возрастет до кипения воды при повышенных давлениях.

После этого общее давление земной атмосферы превысит критическое давление воды (225,7 атм), тогда как температура соответственно поднимется выше ее критического значения (374 °С) и достигнет 440 °С. Парниковый эффект при этом возрастет до 550 °С, т.е. станет большим, чем у Венеры (~512 °С). Но при таких высоких температурах должна начаться дегидратация земной коры и диссоциация карбонатов, а это может добавить к давлению атмосферы еще около 150-180 атм.

Если это произойдет, то общее давление земной атмосферы в далеком будущем может достичь 470-500 атм. В этом случае поверхностная температура Земли значительно превысит 470 °С, т.е. станет выше температуры на поверхности Венеры (467 °С). Безусловно, после таких катастрофических событий ни о какой жизни на Земле говорить не придется.

Живописуя эволюционный конец нашей планетной системы, астрофизик Л. Аллер (1976) так описывает эти события: "Солнце будет постепенно становиться ярче, и соответственно температура на Земле будет повышаться, пока в конце концов океаны не выкипят, а Земля не превратится в раскаленный шлак.

 Сравнительно ненадолго Солнце станет гигантом, но вскоре его внешняя оболочка улетучится в космическое пространство, а ядро сморщится до белого карлика с плотностью, превышающей от ста тысяч до миллиона раз плотность воды.

С этого времени каждому электрону и каждому ядру определено место в том гигантском невероятно плотном кристалле, который когда-то был звездой. Ни одна частица не может шевельнуться без того, чтобы другая не заняла ее место. Никаких отклонений нигде и никогда.

Это полная смерть, из которой нет воскрешения, так как вещество, замурованное в подобном состоянии, останется таким до скончания времен.

А что произойдет с веществом, которое покинет умирающее Солнце и постепенно смешается с облаками межзвездного смога и газа? Мы никогда не узнаем об этом, но, возможно, оно послужит материалом для тех грандиозных преобразований, которые приведут к возникновению молодых звезд и новых планет".

Однако все эти катастрофические события произойдут, на наше счастье, еще очень и очень не скоро, только через 5-5,5 млрд лет.