Istoricul evoluției atmosferei terestre

 

Atmosfera terestră este învelişul gazos ce înconjoară Pământul şi care este menţinut într-o stare de echilibru dinamic ca urmare a exercitării forţei gravitaţionale. Limita inferioară a atmosferei terestre este delimitată de suprafaţa planetei (continentele, oceanele, calotele polare, limita superioară fiind considerată zona la care densitatea atmosferei devine egală cu cea a gazului interplanetar – în fapt este zona la care nu se mai resimte influenţa câmpului magnetic terestru asupra particulelor gazoase atmosferice (densitatea atmosferei la nivelul mării fiind de 1,23 kg/m3 , la 10 km distanţă scăzând la o treime, pentru ca la 100 km distanţă de Pământ să fie de peste 20 de milioane de ori mai mică, atingând cu puţin peste 0,5 mg/m3 ). În faza iniţială a formării pământului, acum aproximativ 4,5 – 4,6 miliarde de ani, atmosfera acestuia era cu mult diferită de cea din ziua de astăzi, semănând cel mai probabil cu cele ale planetelor Jupiter, Saturn, Uranus, caracterizate de o abundenţă de hidrogen, heliu, metan, amoniac şi alte gaze.

 Conform teoriei nebuloasei, Pământul s-a format prin condensarea şi agregarea în timp a unui nor imens de amestec de gaze, praf cosmic şi corpuri solide de provenienţă meteorică. Această masă iniţială de agregare a crescut de-a lungul a milioane de ani prin captarea de praf cosmic din raza de acţiune a planetei şi prin înglobarea de meteoriţi de dimensiuni mai reduse. Ca urmare a creşterii masei şi a distribuţiei termice interne, Pământul a suferit o reorganizare internă a întregii mase conducând la apariţia a trei zone interne diferenţiate (nucleu, manta, crustă) şi o zonă externă, învelişul atmosferic sau atmosfera primară (63% hidrogen, 36% heliu, 0,6 % vapori de apă, restul fiind un amestec de amoniac, metan şi argon). Atmosfera aceasta primară a evoluat şi ea în timp şi, conform unor teorii, ar fi suferit transformări profunde ca urmare a trecerii Pământului prin faze violente de activitate vulcanică însoţită de eliberarea a unor cantităţi importante de gaze din crusta Pământului (vapori de apa, dioxid de carbon, azot şi compuşi cu sulf). Această atmosferă secundară avea drept caracteristică principală absenţa oxigenului. 

Cantitatea mare de vapori de apă eliberată prin intermediul erupţiilor vulcanice a condus la formarea norilor şi implicit, odată cu răcirea graduală a Pământului, la fenomenul de condensare a apei din stare de vapori în stare lichidă, având drept consecinţă directă formarea oceanului planetar primordial. Cum bioxidul de carbon are o solubilitate ridicată în apă, treptat, oceanul nou format a absorbit cea mai mare parte a bioxidului de carbon, azotul rămânând componenta dominantă din atmosferă. Odată cu apariţia primelor forme de viaţă, bioxidul de carbon existent în abundenţă a determinat proliferarea organismelor care şi-au creat şi adaptat un mecanism de fotosinteză susţinut de o serie de compuşi prezenţi în abundenţă (apă şi bioxid de carbon) şi a unei resurse energetice externe - energia solară, produsul secundar fiind oxigenul. Dovezile geologice indică faptul că acest fenomen a început acum aproximativ două-trei miliarde de ani, în mediul acvatic format. Totodată, o parte din vaporii de apă din stratul superior al atmosferei a fost descompusă sub influenţa radiaţiilor UV în hidrogen şi oxigen.

Consecinţa directă a proliferării organismelor vegetale a fost apariţia organismelor aerobe, de tipul bacteriilor şi a altor forme de viaţă animală primitivă, care consumau produsele de fotosinteză şi eliberau CO2 ca urmare a metabolismului acestora. Acest lucru a determinat formarea ciclului bioxidului de carbon şi al oxigenului în atmosferă. De-a lungul timpului însă cantităţi importante de bioxid de carbon au fost imobilizate sub o formă insolubilă de către formele de viaţă animală (dovezile de ordin geologic regăsite sub forma de calcar sedimentar de provenienţă animală, de combustibili fosili - cărbuni sau petrol - susţin din plin acest lucru), conducând treptat la scoaterea unei cantităţi importante a acestuia din circuit şi la o creştere netă a concentraţiei oxigenului în atmosferă. Fenomenul a continuat pe parcursul miliardelor de ani, astfel încât s-a acumulat un exces considerabil de oxigen construit în acest mod, concentraţia acestuia astăzi fiind cca. 21% din atmosferă, dioxidul de carbon scăzând la mai puţin de 0,033%.