لماذا السماء زرقاء؟

تُرجمت هذه المقالة آليًا. النسخة الأصلية متاحة باللغة الإنجليزية.

الفيزياء الكامنة وراء أكثر معجزات السماء اعتيادًا، وكيف تغيّر لون تلك السماء عبر 4.5 مليار سنة من تاريخ الأرض

سؤال قديم وجوابان

لزرقة السماء جواب قصير في الفيزياء وجواب أطول في تاريخ الأرض. فسماء اليوم ليست إلا أحدث سماوات عدة عرفها الكوكب، ومن بينها فترات خيّم فيها على الأرض المبكرة ضباب برتقالي يشبه ضباب تيتان.

في أواخر الدهر الأركي (الدهر السحيق)، قبل أكثر من 2.5 مليار سنة، غذّى الميثانُ الذي أطلقته الميكروبات ضبابًا عضويًا صبغ السماء باللون البرتقالي. ثم وضع صعود الأكسجين حدًّا لتلك النوبات الضبابية.

وقد جاء ذلك الأكسجين من كائنات مجهرية أخرى لم تكن تقصد تغيير الغلاف الجوي؛ كل ما أرادته أن تتغذى على ضوء الشمس. أما لماذا غيّر أيٌّ من هذا لون السماء، فسؤال يتعلق بالطريقة التي يتعامل بها الهواء مع الضوء.

تشتت رايلي: الآلية

ضوء الشمس ليس لونًا واحدًا. إنه مزيج من جميع الأطوال الموجية المرئية: من البنفسجي (نحو 380 نانومترًا) مرورًا بالأزرق والأخضر والأصفر والبرتقالي وصولًا إلى الأحمر (نحو 700 نانومتر)، إضافةً إلى أطوال موجية تتجاوز الطرفين لا تراها العين البشرية. وحين يدخل هذا الضوء الغلاف الجوي للأرض، يصادف جزيئات النيتروجين والأكسجين التي تشكّل نحو 99% من الهواء. هذه الجزيئات ضئيلة جدًا، إذ يبلغ قطرها بين 0.3 و0.4 نانومتر تقريبًا، أي أصغر بنحو ألف مرة من أقصر طول موجي للضوء المرئي.

عندما تصادف موجة كهرومغناطيسية جسيمًا أصغر بكثير من طولها الموجي، يدفع المجال الكهربائي المتذبذب للموجة الشحناتِ داخل ذلك الجسيم إلى الاهتزاز بالتردد نفسه. فيصير الجسيم ثنائي قطب مشعًّا صغيرًا يعيد بثّ الضوء في جميع الاتجاهات. هذا هو تشتت رايلي، الذي سُمّي باسم الفيزيائي البريطاني جون وليام ستروت، اللورد رايلي، الذي شرع في وضع معادلاته الرياضية عام 1871، ثم أكّد لاحقًا أساسه الجزيئي.

والفكرة الحاسمة هنا هي الاعتماد على الطول الموجي: فشدة تشتت رايلي تتناسب عكسيًا مع القوة الرابعة للطول الموجي، ولذلك يتحوّل فرق متواضع في الطول الموجي إلى فرق كبير في التشتت. فالضوء الأحمر، الذي يبلغ طوله الموجي نحو 1.5 ضعف طول الضوء الأزرق، يتشتت بكفاءة أقل بما يتراوح بين خمس وست مرات تقريبًا، أما البنفسجي الداكن عند 400 نانومتر فيتشتت بقوة تفوق الأحمر عند 700 نانومتر بنحو عشر مرات. ويُقذف الضوء الأزرق جانبيًا عبر السماء كلها، بينما يعبر معظم الضوء الأحمر والبرتقالي الغلافَ الجوي مباشرةً حتى يبلغ عينيك.

لهذا تبدو السماء زرقاء: فأنت تنظر إلى ضوء متشتت، لا إلى ضوء الشمس المباشر. وفي كل اتجاه بعيدًا عن الشمس، ترى الطرف الأزرق من الطيف بعد أن أعادت بثّه جانبيًا مليارات من جزيئات الهواء على امتداد العمود الجوي فوقك.

كبسولة الخبير: لماذا ليست بنفسجية؟ الشمس والعين

يتشتت الضوء البنفسجي (طوله الموجي بين 380 و420 نانومترًا تقريبًا) بتشتت رايلي بكفاءة تفوق حتى كفاءة تشتت الأزرق، لأن طوله الموجي أقصر. فلماذا تبدو السماء زرقاء لا بنفسجية؟ جزء من الجواب يعود إلى الشمس، التي تُصدر من البنفسجي أقل مما تُصدر من الأزرق: إذ تبلغ ذروة طيف انبعاثها في النطاق الأزرق المخضرّ، فيدخل الغلافَ الجوي من الأصل ضوءٌ أزرق أكثر. أما الغلاف الجوي فلا يزيل البنفسجي انتقائيًا على نحو يُعتدّ به: فالأوزون لا يمتص بقوة إلا في نطاق الأشعة فوق البنفسجية، وامتصاصه الأضعف بكثير في النطاق المرئي (نطاق شابوي، Chappuis) يزيل تفضيليًا الأطوال الموجية الأطول، البرتقالية والحمراء، وهذا أحد الأسباب التي قد تجعل سماء الشفق فوق الرأس تبدو بزرقة أشدّ عمقًا. والباقي يعود إلى أعيننا، فهي أقل حساسية بكثير للبنفسجي منها للأزرق: فالمخاريط الحساسة للأطوال الموجية القصيرة تستجيب بأقوى ما يكون للأزرق، كما أن الطيف العريض لضوء السماء يحفّز أيضًا المخاريط الحساسة للأخضر والأحمر، فيقرأ الدماغ هذا المزيج على أنه أزرق باهت قليلًا لا بنفسجي.

الغروب والطريق الأطول

الغروب هو الفيزياء نفسها، لكن من زاوية متطرفة. فحين تكون الشمس قرب الأفق، يتعيّن على ضوئها أن يعبر عمودًا من الغلاف الجوي أسمك بكثير كي يصل إلى عينيك، إذ يصير طول المسار عشرات أضعاف قيمته عند الظهيرة. وبحلول وصوله، يكون الأزرق كله تقريبًا قد تشتت على طول الطريق، فيغلب على ما تبقّى الأحمرُ والبرتقالي والأصفر. فتحمرّ الشمس، وتحمرّ معها السماء القريبة من الأفق.

ويمكن للثورانات البركانية الكبيرة أن تزيد ألوان الغروب حدّةً على نحو لافت لشهور أو سنوات، إذ تُشبع طبقة الستراتوسفير بجسيمات هباء الكبريتات. هذه الجسيمات أكبر بكثير من جزيئات الهواء، وتشتت الضوء بتشتت مي لا بتشتت رايلي. وتشتت مي أقل انتقائية للطول الموجي، لكنه يعزز توهين الأطوال الموجية الأقصر وينتج حمرة استثنائية. ويُعتقد أن ثوران جبل تامبورا في إندونيسيا عام 1815 يفسّر السماوات الحمراء الزاهية التي سجّلتها لوحات ج. م. و. تيرنر في السنوات التالية.

كبسولة الخبير: تشتت رايلي مقابل تشتت مي، لماذا يحسم حجم الجسيم كل شيء

يحكم التمييزُ بين تشتت رايلي وتشتت مي لونَ السماء في أرجاء المجموعة الشمسية. ينطبق تشتت رايلي حين يكون الجسيم أصغر بكثير من الطول الموجي للضوء (نحو عُشره أو أقل): فتتناسب شدة التشتت مع λ⁻⁴، ما يعطي لون سماء شديد الاعتماد على الطول الموجي ومنحازًا إلى الأزرق. أما تشتت مي فينطبق حين يقترب حجم الجسيم من الطول الموجي للضوء، كما في حبيبات الغبار وقطيرات الضباب والهباء البركاني وجسيمات أكسيد الحديد في الغلاف الجوي للمريخ. وتشتت مي أقل انتقائية للطول الموجي بكثير في العموم: فهو يوزّع الأطوال الموجية المرئية بتجانس أكبر، ويكون حجم الجسيمات وشكلها وخصائص امتصاصها، لا فيزياء التشتت وحدها، هي ما يحدد لون السماء. وهباء الكبريتات البركاني، وغبار أكسيد الحديد المريخي، وضباب الثولينات على تيتان (وهو تكتلات كسورية من حبيبات دقيقة تحتاج إلى معالجة خاصة بها في حساب التشتت)، كلها تقع ضمن نظام تشتت مي أو ما يقاربه. فالسماء الزرقاء للأرض هي تحديدًا نتاج غلاف جوي يهيمن عليه تشتت رايلي، غلاف خالٍ من الهباء الكبير ويتكوّن أساسًا من جزيئات غازية صغيرة.

تاريخ لون السماء: 4.5 مليار سنة

لم تبدُ السماء دائمًا كما تبدو اليوم. وكان أشدّ ابتعاد لها عن صورتها الحالية في أواخر الدهر الأركي، حين ظهر ضباب عضوي شبيه بضباب تيتان ثم انقشع مرارًا. ويرسم الإنفوغرافيك المرافق لهذه المقالة صورة ممكنة لهذا التاريخ. والألوان المنسوبة إلى كل حقبة إعادة بناء فنية تستند إلى ما نعرفه عن تركيب الغلاف الجوي وفيزياء التشتت، لا إلى مشاهدات مباشرة.

الدهر الجهنمي (بين 4.5 و4.0 مليار سنة مضت): الصهارة، ثم الماء

حين تشكّلت الأرض قبل نحو 4.54 مليار سنة، لم تكن لها سماء بأي معنى مألوف: فقد كان سطحها في البداية محيطًا من الصهارة يقصفه حطامُ المجموعة الشمسية المبكرة. غير أن القشرة بردت في غضون نحو 150 مليون سنة بما يكفي لوجود الماء السائل، وهو ما تسجّله بلورات زركون عمرها 4.4 مليار سنة. ومع برودة الكوكب وتكوّن غلاف جوي بفعل انبعاث الغازات البركانية، كان يهيمن عليه بخار الماء وثاني أكسيد الكربون، إلى جانب النيتروجين وغازات بركانية مثل ثاني أكسيد الكبريت، مع غياب شبه تام للأكسجين الحر. فحتى حدث الأكسدة العظيم، ظل الأكسجين دون نحو 0.001% من مستواه الحالي.

لم يبقَ دليل مباشر على تلك السماء؛ وأفضل تقدير أنها كانت حليبية صفراء باهتة تحت غلاف جوي كثيف مشبع بالبخار. فضوء الشمس يحوّل ثاني أكسيد الكبريت البركاني إلى قطيرات من هباء الكبريتات، وهي الكيمياء نفسها التي تقف وراء سُحب الزهرة اليوم. هذه الجسيمات أكبر بكثير من جزيئات الغاز وتشتت الضوء في نظام مي، ويُرجَّح أنها كانت خلال فترات النشاط البركاني الشديد تبيّض السماء وتُعتمها، وأن البخار والرماد كانا يزيدان من كدرتها.

الإيوأركي والباليوأركي (بين 4.0 و3.2 مليار سنة مضت): سماء زرقاء فوق عالم مائي

هيمن النيتروجين وثاني أكسيد الكربون على الغلاف الجوي في هذه الحقبة، مع قليل من الأكسجين الحر أو انعدامه. والسماء المكوّنة من النيتروجين وثاني أكسيد الكربون تشتت ضوء الشمس على نحو يشبه كثيرًا ما تفعله سماؤنا (بل إن جزيئات CO₂ تشتته بقوة أكبر من جزيئات N₂)، لذا كانت السماء فوق هذا العالم المائي الفتيّ زرقاء على الأرجح أينما خلا الهواء من الضباب الكثيف، من دون حاجة إلى الأكسجين.

الميزوأركي والنيوأركي (بين 3.2 و2.5 مليار سنة مضت): نوبات برتقالية، ضباب حيّ

تظهر الحياة في السجل الجيولوجي منذ 3.5 مليار سنة على الأقل. وكانت أقدم الكائنات لاهوائية. أما الميكروبات المنتجة للميثان (مولِّدات الميثان) فكانت نشطةً منذ 3.46 مليار سنة على الأقل، تطلق الميثان ناتجًا ثانويًا لعمليات الأيض. ومع انتشار هذه الكائنات، تراكم الميثان في الغلاف الجوي حتى بلغ بحسب التقديرات ما بين 100 و1000 جزء في المليون. وحين بلغ الميثان نحو عُشر مستوى ثاني أكسيد الكربون، فكّكته الأشعة فوق البنفسجية القادمة من الشمس إلى شظايا نشطة كيميائيًا تبلمرت مكوّنةً جسيمات هباء عضوية معقدة، يُطلق عليها غالبًا اسم الثولينات: وهي من نوع الضباب البني المحمرّ نفسه الذي يمنح تيتان، قمر زحل، لونه اليوم. ويُظهر السجل الجيوكيميائي أن هذا الضباب كان يظهر ويختفي بدلًا من أن يبقى معلّقًا على نحو متواصل. فأفضل الفترات الضبابية توثيقًا تقع بين نحو 2.7 و2.5 مليار سنة مضت؛ وتلمّح سجلات نظائر الكبريت إلى فترة أسبق نحو 2.9 مليار سنة مضت، وتمدّ بعض النماذج الحقبة الضبابية إلى الوراء حتى نحو 3.2 مليار سنة مضت.

يمتص هذا الضباب العضوي بكفاءة الضوءَ ذا الأطوال الموجية القصيرة دون نحو 500 نانومتر، فيجرّد السماء من معظم الأزرق والبنفسجي ويُبقي في الغالب الأطوال الموجية الأطول والأدفأ. وفي كل نوبة ضبابية، كانت السماء تصطبغ بالبرتقالي. أما بين تلك النوبات فكانت السماء تعود زرقاء، وقبل نحو 2.7 مليار سنة كانت على الأرجح أعمق وأدكن زرقةً من سمائنا: فالفقاعات الغازية المتجمدة في تدفقات حمم عمرها 2.7 مليار سنة انبثقت عند مستوى سطح البحر تُظهر أن ضغط الهواء كان أقل من نصف ضغطه اليوم، والهواء الأرقّ يشتت ضوءًا أقل، فيترك السماء فوق الرأس أدكن وأكثر تشبّعًا. والغلاف الجوي لتيتان، المكوّن من النيتروجين والميثان والغني بالثولينات، هو أقرب نظير قائم اليوم لسماء أواخر الدهر الأركي خلال تلك النوبات. وتُظهر النماذج الحاسوبية التي تقرن المناخ بكيمياء الغلاف الجوي وفيزياء جسيمات الضباب أن ضبابًا هيدروكربونيًا من هذا النوع يبرّد السطح بنحو 20 درجة مئوية، لكنه يظل متوافقًا مع وجود ماء سائل على السطح، حتى في ظل الشمس الفتية الأخفت، التي كان سطوعها في أواخر الدهر الأركي نحو 80% من سطوعها الحالي.

كبسولة الخبير: مفارقة الشمس الفتية الخافتة ودفيئة الميثان

كان سطوع الشمس قبل 4 مليارات سنة بين 70% و75% تقريبًا من سطوعها اليوم، وهذه نتيجة راسخة لتطور النجوم. ووفقًا لحسابات التوازن الإشعاعي البسيطة، كان ينبغي أن تبقى الأرض المبكرة دون درجة التجمد بكثير. ومع ذلك، فالأدلة الجيولوجية قاطعة على أن الماء السائل كان موجودًا على السطح طوال الدهر الأركي. والتفسير الأبرز هو مفعول دفيئة قوي ناتج عن ثاني أكسيد الكربون وعن مستويات الميثان المرتفعة التي أنتجتها مولِّدات الميثان. فغاز الميثان كان سيضيف احترارًا دفيئًا، بينما عوّض الضباب العضوي الذي غذّاه جزءًا من ذلك الاحترار بتظليله السطح. وظل وجود الماء السائل على السطح ممكنًا تحته. ويُعدّ فقدان الميثان مع ارتفاع الأكسجين متهمًا رئيسيًا وراء تجلّدات حقبة الطلائع القديمة (الباليوبروتيروزوي)، ومنها تلك المسجّلة في الصخور الهورونية في كندا، والتي بدأت قبل نحو 2.45 مليار سنة. ولم تكن هذه أول عصور جليدية يشهدها الكوكب، إذ تُعرف رواسب جليدية عمرها نحو 2.9 مليار سنة في جنوب أفريقيا، لكنها كانت من أشدّها.

حدث الأكسدة العظيم (نحو 2.4 مليار سنة مضت)

قبل ما بين 2.46 و2.43 مليار سنة تقريبًا، عبرت الأرض العتبة التي يسميها الجيولوجيون حدث الأكسدة العظيم. فالبكتيريا الزرقاء، أولى الكائنات القادرة على البناء الضوئي المطلق للأكسجين، تشطر جزيئات الماء وتطلق O₂ ناتجًا ثانويًا. وقد بدأ الأكسجين الحر الذي أطلقته يتراكم في الغلاف الجوي، على نحو غير مستقر في البداية، إذ ظل مستواه يتأرجح نحو 200 مليون سنة قبل أن يصبح سمة دائمة بحلول نحو 2.2 مليار سنة مضت.

وكان أثر ذلك على الضباب حاسمًا. فقد تفاعل الأكسجين مع ميثان الغلاف الجوي وأوقف الكيمياء التي كانت تغذي نوبات الضباب البرتقالي المتكررة. وحلّت محلّه سماء زرقاء تشبه سماءنا كثيرًا، إذ لا يحتاج تشتت رايلي إلا إلى جزيئات النيتروجين وثاني أكسيد الكربون، لا إلى الأكسجين. أما الأكسجين نفسه فظل شحيحًا زمنًا طويلًا بعد ذلك: فطوال «المليار المملّ» في منتصف دهر الطلائع لم يتجاوز جزءًا صغيرًا من مستواه الحالي.

أسهمت كائنات مجهرية وحيدة الخلية، باستخلاصها الطاقة من ضوء الشمس والماء، في تنقية السماء من الضباب. وغيّر أكسجينها أيضًا كيمياء المحيطات. وبدّل موائل الميكروبات ووضع الكائنات الحساسة للأكسجين في موقف ضعف، وإن ظلت بيئات واسعة خالية من الأكسجين قائمة، ولا تزال الحياة اللاهوائية تزدهر فيها حتى اليوم. وعلى المدى البعيد، سيعتمد عليه كل كائن معقد متعدد الخلايا.

حقبة الطلائع القديمة (بين 2.5 و1.6 مليار سنة مضت): سماوات بلا ضباب

مع زوال ضباب الميثان، يُرجَّح أن السماء كانت زرقاء. كان الأكسجين حاضرًا، لكن بجزء فقط من مستواه الحالي. ولأن الأكسجين لا يسهم إلا بقسط ضئيل من تشتت الهواء، فإن شحّه لم يكن ليُحدث فرقًا يُذكر في لون السماء؛ أما الفروق في ضغط الهواء الكلي والرطوبة والغبار فكانت أهم أثرًا.

«المليار المملّ» (بين 1.8 و0.8 مليار سنة مضت): زرقة ثابتة

كثيرًا ما يسمّي الجيولوجيون الفترة الممتدة من نحو 1.8 إلى 0.8 مليار سنة مضت «المليار المملّ»: حقبة استقرار بيئي نسبي وابتكار بيولوجي بطيء، كان الأكسجين فيها منخفضًا. ولا يزال مدى انخفاضه موضع جدل، إذ تتراوح التقديرات بين أقل من 0.1% وعدة في المئة من مستواه الحالي. ولو انتقل مراقب بشري إلى هذه الحقبة لرأى سماء زرقاء مألوفة، ولعجز عن التنفس تحتها.

أواخر حقبة الطلائع الحديثة والعصر الكامبري (بين 800 و487 مليون سنة مضت): نحو السماء الحديثة

ارتفع الأكسجين، على مراحل على الأرجح، خلال أواخر حقبة الطلائع الحديثة (النيوبروتيروزوي) مع ظهور الحياة المعقدة متعددة الخلايا. وغطّت تجلّدات «الأرض كرة الثلج» في هذه الفترة، بين نحو 720 و635 مليون سنة مضت، جزءًا كبيرًا من الكوكب بالجليد. وبحلول الانفجار الكامبري قبل نحو 539 مليون سنة، كان الأكسجين قد ارتفع ارتفاعًا كبيرًا (تقدّره إعادة البناء المعتمدة في النموذج القياسي بما يتراوح بين 15% و20% في العصرين الكامبري والأوردوفيشي، وإن كانت إعادات بناء أحدث تشير إلى أن ارتفاعه جاء لاحقًا)، وكانت السماء تبدو شبيهة جدًا بسماء اليوم.

كبسولة الخبير: هل يغيّر الأكسجين لون السماء؟

على نحو مفاجئ، لا يغيّره إلا قليلًا. فتشتت رايلي يعتمد على عدد جزيئات الغاز وعلى مدى سهولة تشوّه سحبها الإلكترونية، وهي خاصية تُسمّى الاستقطابية. والأكسجين أقل استقطابية بقليل من النيتروجين، وثاني أكسيد الكربون أكثر استقطابية منه، لذا فإن استبدال بعض النيتروجين بالأكسجين لا يكاد يغيّر التشتت. ولأن تغيير نسب الأكسجين إلى النيتروجين وحده لن يؤثر في التشتت إلا تأثيرًا متواضعًا، فإن ذروة الأكسجين في العصرين البرمي والكربوني (نحو 30% في إعادة البناء المعتمدة في النموذج القياسي) لم تجعل الزرقة أعمق. وإن كان الأكسجين الإضافي قد رفع ضغط الهواء الكلي، فإن التشتت الإضافي كان سيجعل السماء أكثر سطوعًا بقليل، مع أفق أكثر بياضًا بقليل، لكنها فوق الرأس ظلت في جوهرها بالزرقة نفسها التي نراها اليوم.

العصران الكربوني والبرمي (بين 359 و252 مليون سنة مضت): ذروة الأكسجين

كانت مستويات الأكسجين خلال العصرين الكربوني والبرمي، أي بين نحو 310 و260 مليون سنة مضت، من بين أعلى المستويات المعاد بناؤها خلال الـ540 مليون سنة الماضية. فمع تطوّر النباتات البرية الوعائية الخشبية الكبيرة، دفنت غابات العصر الكربوني المكوّنة للفحم كميات هائلة من الكربون العضوي، فخفّضت ثاني أكسيد الكربون ورفعت أكسجين الغلاف الجوي. ويحسب النموذج الواسع الاستخدام لعالم الكيمياء الجيولوجية روبرت بيرنر أن الأكسجين بلغ ذروته عند نحو 30% في العصر البرمي، وإن كانت النماذج الأحدث تختلف في التفاصيل. وطبقات الفحم التي أمدّت الثورة الصناعية بالطاقة هي البقايا المضغوطة المتحجرة لتلك الغابات.

لم يجعل مستوى أكسجين يزيد على مستوى اليوم بنحو 40% السماءَ أعمق زرقة، لكنه ترك بصمته على الحياة على اليابسة. فالهواء الغني بالأكسجين مرتبط بمفصليات الأرجل العملاقة في تلك الفترة: حشرات مثل الميغانيورا (من أقارب اليعاسيب)، يصل امتداد أجنحتها إلى نحو 70 سنتيمترًا، ويعمل تنفّسها القصبي على نحو أفضل في الهواء الغني بالأكسجين. غير أن هذه الصلة لا تزال موضع جدل: فالأرثروبلورا العملاق، قريب الألفيات الذي يصل طوله إلى نحو 2.6 متر، كان قد بلغ حجمه الهائل قبل أن يبلغ الأكسجين ذروته. أما الانقراض الجماعي في نهاية العصر البرمي قبل 252 مليون سنة، وهو الأشدّ في تاريخ الأرض، فقد قضى على غالبية كبيرة من الأنواع البحرية، نحو 81% بحسب أحد التقديرات الحديثة. وقد تزامن، في نموذج بيرنر، مع هبوط حاد في أكسجين الغلاف الجوي.

حقبتا الحياة الوسطى والحياة الحديثة (من 252 مليون سنة مضت حتى اليوم): الزرقة المألوفة

بعد الانقراض البرمي، ظل الأكسجين منخفضًا خلال معظم العصرين الترياسي والجوراسي، إذ هبط إلى نحو 12% في العصر الترياسي في إعادة البناء التي يقدّمها بيرنر، ثم ارتفع بثبات تقريبًا طوال بقية عصر الديناصورات وصولًا إلى الحاضر، من دون أن يعود قط إلى ذروته في أواخر حقبة الحياة القديمة. وطوال ذلك كانت السماء زرقاء بوضوح؛ ولم يكن لتقلبات الأكسجين وحدها إلا أثر ضئيل في لونها. وبحلول 66 مليون سنة مضت، حين أنهى اصطدام تشيكشولوب العصر الطباشيري، كان الأكسجين يقترب من قيمته الحديثة، وظل طوال حقبة الحياة الحديثة قريبًا من مستواه اليوم: نحو 78% نيتروجين و21% أكسجين، ومعظم الباقي أرغون مع قليل من ثاني أكسيد الكربون.

سماوات أخرى: ما يعرضه الكون

يُظهر تنوّع ألوان السماء على الكواكب والأقمار التي زرناها، أو التي يمكننا تقدير خصائصها من بيانات أغلفتها الجوية، أن زرقة الأرض نتيجة واحدة من نتائج كثيرة، يحددها ما يتكوّن منه الهواء، وحجم جسيماته، وما يبثّه النجم. وتمتد أكثر الحالات إفادةً من القياسات المباشرة على المريخ وتيتان والزهرة إلى سماوات الكواكب الخارجية الأكثر تخمينًا.

المريخ: نهارات بلون الكراميل وغروب أزرق

المريخ هو الحالة المعكوسة الأكثر إفادة. فغلافه الجوي يتكوّن من نحو 95% من ثاني أكسيد الكربون، لكن ضغطه السطحي لا يتجاوز نحو 0.6% من ضغط الأرض، ما يجعل تشتت رايلي بجزيئات الغاز ضئيلًا لا يُعتدّ به. وبدلًا من ذلك، يشكّل السماءَ غبارٌ دقيق غني بأكسيد الحديد بقوام يقارب بودرة التلك، يبلغ نصف قطر جسيماته عادةً نحو 1.5 ميكرون. وفي ظل الجاذبية المريخية الضعيفة، تظل الرياح والعواصف الغبارية ترفعه وتحمله وتعيد ترسيبه باستمرار. وتمتص هذه الجسيمات الضوء الأزرق والأخضر بكفاءة، بينما تشتت الأطوال الموجية الأطول بتجانس أكبر، فتنتج سماءً تتراوح بين الكراميل المصفرّ والوردي المائل إلى البرتقالي، وهو ما قاسته مركبات المريخ الجوّالة باستمرار.

وعند الغروب ينقلب المشهد هندسيًا. فطبيعة التشتت الأمامي في تشتت مي بجسيمات الغبار تركّز الضوء الأزرق المتشتت قرب قرص الشمس، فينتج توهّجًا أزرق مميزًا تحيط به السماء المحمرّة. للمريخ غروب أزرق ونهارات برتقالية: النقيض التام للأرض. وقد صوّرت المركبات الجوّالة أوبورتشونيتي وسبيريت وكيوريوسيتي هذا الانعكاس مباشرةً.

كبسولة الخبير: لو لم يكن على المريخ غبار

لو أُزيل الغبار كله، لكانت سماء المريخ، على ما ترجّحه فيزياء التشتت، زرقاء عميقة داكنة، أدكن من سماء الأرض في الارتفاعات العالية، لأن الغلاف الجوي الرقيق لا يوفّر إلا عددًا قليلًا جدًا من الجزيئات لتشتيت ضوء الشمس. وستبدو الشمس قرصًا ساطعًا حادّ الحواف.

تيتان: الأرشيف الحيّ لسماء الأرض في الدهر الأركي

تيتان، قمر زحل، هو أقرب نظير رصدي مباشر متاح في المجموعة الشمسية للغلاف الجوي للأرض في أواخر الدهر الأركي. فغلافه الجوي يتكوّن من النيتروجين بنسبة تتراوح بين 95% و98% تقريبًا، ويشكّل الميثان نحو 1.5% منه في الستراتوسفير ونحو 5% قرب السطح. وهذا يقارب المزيج الذي يُعاد بناؤه لهواء الأرض قبل حدث الأكسدة العظيم، وإن كان تيتان أبرد بكثير ويتلقى قدرًا أقل بكثير من ضوء الشمس. وفي الغلاف الجوي العلوي لتيتان، تفكّك الأشعة فوق البنفسجية الميثان وتُنتج باستمرار جسيماتِ ضباب الثولينات: وهي الفئة نفسها من الجزيئات العضوية المعقدة التي تُنمذَج للأرض في الدهر الأركي.

والنتيجة، التي قاسها مسبار هويغنز مباشرةً خلال هبوطه عبر الغلاف الجوي لتيتان عام 2005، هي سماء يهيمن عليها تشتت مي بضباب الثولينات متعدد الطبقات، المؤلف من جسيمات متكتلة كسورية، والممتد من السطح حتى ارتفاع عدة مئات من الكيلومترات، مع طبقة منفصلة قرب 500 كيلومتر. والسماء أخفت من عصر يوم أرضي بما يتراوح بين 100 و1000 مرة تقريبًا، وبرتقالية داكنة على نحو متجانس في جميع الاتجاهات. وتتنبأ نماذج النقل الإشعاعي بأن غروب الشمس على تيتان «حدث مخيّب للتوقعات» في الأطوال الموجية المرئية: إذ تتلاشى الشمس وهي لا تزال فوق الأفق بمسافة كبيرة، ولا يخفت الضوء إلا ببطء في شفق طويل منتشر. وستدرس مهمة «دراغونفلاي»، وهي مركبة طائرة بمراوح دوّارة من المقرر أن تصل إلى تيتان نحو عام 2034، هذه الكيمياء مباشرةً.

الزهرة: برتقالي مصفرّ خافت تحت سحب الكبريتيك

يبلغ ضغط الغلاف الجوي للزهرة عند السطح نحو 90 ضعف ضغط الأرض، ويتكوّن بالكامل تقريبًا من ثاني أكسيد الكربون، مع سحب كثيفة من قطيرات حمض الكبريتيك على ارتفاع يتراوح بين 45 و70 كيلومترًا. ولا يصل إلى السطح إلا نحو 2.6% من ضوء الشمس الذي يبلغ قمة الغلاف الجوي للزهرة. وتُظهر صور مسابر «فينيرا» السوفيتية الهابطة سماءً تبدو عند السطح بين البرتقالي الخافت والبني المصفرّ. فقد عبر الضوء السحبَ الكثيفة، التي تحتوي طبقاتها العليا على مادة ماصّة لم تُحدَّد هويتها بعد، ثم الغلافَ الجوي الكثيف من ثاني أكسيد الكربون تحتها، وهما معًا يجرّدانه من الأزرق والبنفسجي ولا يمرّران إلى الأرض إلا الأطوال الموجية الأطول في الغالب. ويبدو السطح نفسه، المضاء بهذا الضوء المرشَّح، في صور فينيرا صخرًا برتقاليًا محمرًّا تحت سماء دافئة ضبابية على الدوام. ومن بعض الوجوه، تقدّم الزهرة، بهوائها الذي يهيمن عليه ثاني أكسيد الكربون وبكيمياء الكبريت وهباء الكبريتات فيها، مثالًا حارًا عالي الضغط على عمليات ربما جرت أيضًا على الأرض في بداياتها الأولى.

الكواكب الخارجية: لوحة ألوان كاملة

خارج المجموعة الشمسية، يتوقف لون السماء على متغيرات كثيرة إلى حدّ أن أي لون تقريبًا ممكن فيزيائيًا. وطيف انبعاث النجم المضيف عامل محرّك رئيسي. فالنجم القزم البارد من النوع M يُصدر معظم ضوئه في النطاقين الأحمر وتحت الأحمر مع قليل نسبيًا من الأزرق، ولذلك سيكون لسماء كوكب يدور حوله لون مُزاح نحو الأطوال الموجية الأطول مقارنةً بسمائنا، حتى لو كان غلافه الجوي من النيتروجين والأكسجين شبيهًا بغلاف الأرض: فضوء النجم الأزرق المتاح للتشتت أقل. ويهمّ الضغط الجوي أيضًا: فالغلاف الجوي الكثيف جدًا يشتت الضوء مرات كثيرة حتى تصير السماء أكثر سطوعًا وشحوبًا، بينما يتركها الغلاف الرقيق داكنة.

يبدو HD 189733b، وهو كوكب من نوع المشتري الحار يبعد نحو 63 سنة ضوئية، أزرق داكنًا في الضوء المنعكس، وإن لم يكن ذلك بفعل تشتت رايلي بالغاز. إذ يُعتقد أن زرقته مصدرها غلاف جوي ضبابي مشبع بجسيمات السيليكات (وهي في الواقع حبيبات زجاجية دقيقة) تشتت الضوء الأزرق، بينما يمتص الصوديوم جزءًا كبيرًا من الأحمر. وتتجاوز حرارة جانبه النهاري 1000 درجة مئوية بكثير، وتتجاوز سرعة رياحه 8000 كيلومتر في الساعة، فلا تقول زرقته شيئًا عمّا إذا كان يمكن لأي شيء أن يعيش هناك.

كبسولة الخبير: ما الذي تحتاجه سماء خضراء؟

يقع الضوء الأخضر (بين 520 و560 نانومترًا تقريبًا) في منتصف الطيف المرئي: يتشتت بتشتت رايلي بكفاءة أقل من الأزرق، لكن بكفاءة أكبر من الأحمر. والسماء التي يهيمن عليها الأخضر مستحيلة عمليًا عبر تشتت رايلي وحده، لأن أي غلاف جوي يشتت الأخضر تفضيليًا سيشتت الأزرق والبنفسجي بقوة أكبر، وستهيمن تلك الأطوال الموجية الأقصر. والسماوات الخضراء ممكنة، لكنها تتطلب مزيجًا غير مألوف من الإضاءة والتشتت والامتصاص. فبعد بعض الثورانات البركانية الكبيرة، أنتجت جسيمات الكبريتات الستراتوسفيرية ذات الحجم المناسب تمامًا أضواء شفق خضراء بجمعها بين التشتت الشاذ ومسار الضوء الطويل في الشفق وامتصاص الأوزون في نطاق شابوي. وفي التشتت الشاذ يزداد تشتت الجسيمات مع الطول الموجي في جزء من الطيف المرئي، على عكس تشتت رايلي. أما تشتت رايلي العادي في الهواء الصافي تحت ضوء الشمس فلا يمكنه أن ينتج سماءً نهارية خضراء.

الزرقة التي ورثناها

للعوالم الأخرى سماوات أخرى. وزرقة الأرض الصافية هي ما تبقّى بعد سلسلة من الأحداث: نشأة البناء الضوئي المطلق للأكسجين، وحدث الأكسدة العظيم، واختفاء ضباب الميثان الذي كان يحجب الكوكب الفتيّ على فترات. والزرقة فوق رؤوسنا فيزياء، وهي أيضًا سماء أبقاها الأكسجين الذي تطلقه البكتيريا الزرقاء خاليةً من ضباب الميثان.

وضع اللورد رايلي الفيزياء عام 1871. أما البكتيريا الزرقاء، التي طوّرت البناء الضوئي المنتج للأكسجين منذ الدهر الأركي، فكانت قد بدأت تنقية السماء قبل ذلك بزمن طويل: إذ بدأ أكسجينها يتراكم في الهواء قبل نحو 2.4 مليار سنة.

تنويه بشأن الذكاء الاصطناعي التوليدي

أُنشئ بعض محتوى هذه الصفحة و/أو حُرِّر بمساعدة الذكاء الاصطناعي التوليدي.

الوسائط

Al d’Vilas – Pexels

عشرة كواكب من نوع المشتري الحار، من الصافية إلى الغائمة – NASA

أبرز المصادر والمراجع

Bohren, C. F., & Huffman, D. R. (1983). Absorption and Scattering of Light by Small Particles. Wiley-Interscience. ISBN 047105772X. (Rayleigh and Mie scattering theory; wavelength-dependence of scattering; particle-size regimes.) https://openlibrary.org/isbn/9780471057727

Chandrasekhar, S. (1960). Radiative Transfer. Dover Publications. ISBN 0486605906. (Classical mathematical treatment of radiative transfer and Rayleigh scattering in planetary atmospheres.)

Young, A. T. (1982). Rayleigh scattering. Physics Today, 35(1), 42–48. doi:10.1063/1.2890003. (Rayleigh scattering terminology, history, and the molecular basis established by Rayleigh in 1899.) https://doi.org/10.1063/1.2890003

Strutt, J. W. (1871). On the light from the sky, its polarization and colour. Philosophical Magazine, 41, 107–120. (Rayleigh’s original derivation of the scattering law.) https://doi.org/10.1080/14786447108640452

Gibbs, P. (1997). Why is the sky blue? Physics FAQ, University of California, Riverside. (Red/blue and violet/red scattering ratios; why the sky is not violet (solar spectrum and eye sensitivity).) https://math.ucr.edu/home/baez/physics/General/BlueSky/blue_sky.html

NASA Space Place. Why is the sky blue? (Sky color, sunsets and the Martian sky explained.) https://spaceplace.nasa.gov/blue-sky/en/

NIST Computational Chemistry Comparison and Benchmark Database (CCCBDB). Experimental polarizabilities. (Polarizabilities of CO₂ (2.51 ų), N₂ (1.71 ų) and O₂ (1.56 ų).) https://cccbdb.nist.gov/pollistx.asp

Nassau, K. (1983). The Physics and Chemistry of Color: The Fifteen Causes of Color. Wiley-Interscience. ISBN 0471867764. (Sky color and color perception.) https://openlibrary.org/isbn/0471867764

Lee, R. L., Meyer, W., & Hoeppe, G. (2011). Atmospheric ozone and colors of the Antarctic twilight sky. Applied Optics, 50(28), F162–F171. (Ozone’s Chappuis-band absorption and the blue of the twilight sky.) https://opg.optica.org/ao/abstract.cfm?uri=ao-50-28-F162

von Savigny, C., et al. (2024). Explaining the green volcanic sunsets after the 1883 eruption of Krakatoa. Atmospheric Chemistry and Physics, 24, 2415–2422. (Green sunsets and twilights after volcanic eruptions, explained by aerosol scattering; role of ozone’s Chappuis band.) https://acp.copernicus.org/articles/24/2415/2024/acp-24-2415-2024.html

Zerefos, C. S., et al. (2007). Atmospheric effects of volcanic eruptions as seen by famous artists and depicted in their paintings. Atmospheric Chemistry and Physics, 7, 4027–4042. (Volcanic sunsets, Tambora 1815 and Turner’s skies.) https://acp.copernicus.org/articles/7/4027/2007/

Wilde, S. A., Valley, J. W., Peck, W. H., & Graham, C. M. (2001). Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409, 175–178. (Liquid water on Earth by 4.4 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/35051550

Ueno, Y., et al. (2006). Evidence from fluid inclusions for microbial methanogenesis in the early Archaean era. Nature, 440, 516–519. (Methanogenesis by more than 3.46 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/nature04584

Marty, B., Zimmermann, L., Pujol, M., Burgess, R., & Philippot, P. (2013). Nitrogen isotopic composition and density of the Archean atmosphere. Science, 342, 101–104. doi:10.1126/science.1240971. (Fluid inclusions in 3.0–3.5-billion-year-old quartz limit the partial pressure of nitrogen to at most ~1.1 bar, possibly as low as 0.5 bar.) https://doi.org/10.1126/science.1240971

Som, S. M., Buick, R., Hagadorn, J. W., Blake, T. S., Perreault, J. M., Harnmeijer, J. P., & Catling, D. C. (2016). Earth’s air pressure 2.7 billion years ago constrained to less than half of modern levels. Nature Geoscience, 9, 448–451. doi:10.1038/ngeo2713. (Gas-bubble sizes in 2.7-billion-year-old sea-level lava flows show air pressure below half of today’s.) https://doi.org/10.1038/ngeo2713

Pavlov, A. A., Brown, L. L., & Kasting, J. F. (2001). UV shielding of NH₃ and O₂ by organic hazes in the Archean atmosphere. Journal of Geophysical Research: Planets, 106(E10), 23267–23287. doi:10.1029/2000JE001448. (Methane-derived hydrocarbon haze in the Archean; optical properties and UV-shielding role.) https://doi.org/10.1029/2000JE001448

Zerkle, A. L., Claire, M. W., Domagal-Goldman, S. D., Farquhar, J., & Poulton, S. W. (2012). A bistable organic-rich atmosphere on the Neoarchaean Earth. Nature Geoscience, 5, 359–363. doi:10.1038/ngeo1425. (Geochemical evidence that the Archean haze switched on and off.) https://doi.org/10.1038/ngeo1425

Arney, G., Domagal-Goldman, S. D., Meadows, V. S., Wolf, E. T., Schwieterman, E., Charnay, B., Claire, M., Hébrard, E., & Trainer, M. G. (2016). The Pale Orange Dot: The Spectrum and Habitability of Hazy Archean Earth. Astrobiology, 16(11), 873–899. doi:10.1089/ast.2015.1422. (Coupled climate-photochemical-microphysical simulations of hazy Archean Earth; haze cools the surface ~20 K but habitable conditions persist; planet would appear orange from space; Titan analog.) https://doi.org/10.1089/ast.2015.1422

Feulner, G. (2012). The faint young Sun problem. Reviews of Geophysics, 50, RG2006. (Solar luminosity through Earth history; greenhouse solutions.) https://arxiv.org/abs/1204.4449

University of Johannesburg. Earth’s first glaciation at 2.9 Ga revealed by triple oxygen isotopes (research record). (Pongola glaciation, about 2.9 billion years ago.) https://pure.uj.ac.za/en/publications/earths-first-glaciation-at-29-ga-revealed-by-triple-oxygen-isotop/

Sessions, A. L., Doughty, D. M., Welander, P. V., Summons, R. E., & Newman, D. K. (2009). The continuing puzzle of the Great Oxidation Event. Current Biology, 19(14), R567–R574. doi:10.1016/j.cub.2009.05.054. (GOE timing and mechanisms; O₂ < 10⁻⁵ PAL before the GOE.) https://doi.org/10.1016/j.cub.2009.05.054

Gumsley, A. P., et al. (2017). Timing and tempo of the Great Oxidation Event. PNAS, 114(8), 1811–1816. (GOE onset 2.46–2.43 billion years ago; Paleoproterozoic glaciations.) https://portal.research.lu.se/en/publications/timing-and-tempo-of-the-great-oxidation-event/

Poulton, S. W., et al. (2021). A 200-million-year delay in permanent atmospheric oxygenation. Nature, 592, 232–236. doi:10.1038/s41586-021-03393-7. (Oxygen oscillations after the GOE; permanent oxygenation by about 2.22 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/s41586-021-03393-7

Lyons, T. W., Reinhard, C. T., & Planavsky, N. J. (2014). The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506, 307–315. doi:10.1038/nature13068. (Review of Earth’s oxygenation history; Proterozoic atmospheric constraints.) https://doi.org/10.1038/nature13068

Planavsky, N. J., et al. (2014). Low Mid-Proterozoic atmospheric oxygen levels and the delayed rise of animals. Science, 346, 635–638. doi:10.1126/science.1258410. (Chromium-isotope evidence for oxygen at or below 0.1% of present levels.) https://doi.org/10.1126/science.1258410

Zhang, S., et al. (2016). Sufficient oxygen for animal respiration 1,400 million years ago. PNAS, 113(7), 1731–1736. (Oxygen above ~4% of present levels at 1.4 billion years ago.) https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC4763753/

Hoffman, P. F., et al. (2017). Snowball Earth climate dynamics and Cryogenian geology-geobiology. Science Advances, 3, e1600983. (Cryogenian Snowball Earth glaciations.) https://doi.org/10.1126/sciadv.1600983

Berner, R. A. (2006). GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O₂ and CO₂. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(23), 5653–5664. doi:10.1016/j.gca.2005.11.032. (Quantitative reconstruction of Phanerozoic O₂; Silurian–Devonian secondary peak; Permian peak ~30% O₂; sharp drop at the Permian–Triassic boundary; Triassic low held at a floor of ~12% by fossil charcoal, then a more or less continuous rise from the late Triassic to the present.) https://doi.org/10.1016/j.gca.2005.11.032

Beerling, D. J., & Berner, R. A. (2000). Impact of a Permo-Carboniferous high O₂ event on the terrestrial carbon cycle. PNAS, 97(23), 12428–12432. doi:10.1073/pnas.220280097. (Modeled effects of a Permo-Carboniferous rise to ~35% O₂ on terrestrial productivity and carbon storage.) https://doi.org/10.1073/pnas.220280097

Krause, A. J., et al. (2018). Stepwise oxygenation of the Paleozoic atmosphere. Nature Communications, 9, 4081. (A newer, later trajectory for Paleozoic oxygenation.) https://doi.org/10.1038/s41467-018-06383-y

Harrison, J. F., Kaiser, A., & VandenBrooks, J. M. (2010). Atmospheric oxygen level and the evolution of insect body size. Proceedings of the Royal Society B, 277, 1937–1946. (The debated link between oxygen and insect gigantism.) https://doi.org/10.1098/rspb.2010.0001

Clapham, M. E., & Karr, J. A. (2012). Environmental and biotic controls on the evolutionary history of insect body size. PNAS, 109(27), 10927–10930. (Giant griffinflies with wingspans up to ~70 cm.) https://doi.org/10.1073/pnas.1204026109

Davies, N. S., et al. (2021). The largest arthropod in Earth history: insights from newly discovered Arthropleura remains. Journal of the Geological Society, 179. (Arthropleura size and its gigantism before the oxygen peak.) https://doi.org/10.1144/jgs2021-115

Stanley, S. M. (2016). Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history. PNAS, 113(42), E6325–E6334. (End-Permian marine species loss of about 81%.) https://doi.org/10.1073/pnas.1613094113

NASA Space Science Data Coordinated Archive. Earth, Mars and Venus fact sheets. (Atmospheric composition, surface pressure and gravity.) https://nssdc.gsfc.nasa.gov/planetary/factsheet/earthfact.html

Lemmon, M. T., et al. (2004). Atmospheric imaging results from the Mars Exploration Rovers: Spirit and Opportunity. Science, 306, 1753–1756. (Martian dust particle size (effective radius ~1.5 µm).) https://doi.org/10.1126/science.1104474

NASA Photojournal. Sunset in Mars’ Gale Crater (PIA19400). (Blue Martian sunset imaged by Curiosity.) https://science.nasa.gov/photojournal/sunset-in-mars-gale-crater

Tomasko, M. G., Doose, L., Engel, S., Dafoe, L. E., West, R., Lemmon, M., Karkoschka, E., & See, C. (2008). A model of Titan’s aerosols based on measurements made inside the atmosphere. Planetary and Space Science, 56(5), 669–707. doi:10.1016/j.pss.2007.11.019. (Titan’s haze measured by the Huygens probe’s DISR instrument; fractal aggregate particles with monomer radius ~0.05 microns.) https://doi.org/10.1016/j.pss.2007.11.019

Barnes, J. W., et al. (2018). Titan’s twilight and sunset solar illumination. The Astronomical Journal, 156, 247. (Titan’s “underwhelming” sunsets at visible wavelengths.) https://doi.org/10.3847/1538-3881/aae519

NASA Science. Titan: facts. (Titan’s atmospheric composition and orange haze.) https://science.nasa.gov/saturn/moons/titan/facts/

Titov, D. V., Ignatiev, N. I., McGouldrick, K., Wilquet, V., & Wilson, C. F. (2018). Clouds and hazes of Venus. Space Science Reviews, 214, 126. doi:10.1007/s11214-018-0552-z. (Review of Venus cloud and haze structure, composition and optical properties.) https://doi.org/10.1007/s11214-018-0552-z

Venus Science and Technology Definition Team (2009). Venus Flagship Mission Study. NASA/LPI. (Fraction of sunlight reaching the Venusian surface (~2.6%); the unknown cloud-top absorber.) https://www.lpi.usra.edu/vexag/documents/reports/Venus-STDT-Report-0409.pdf

Evans, T. M., et al. (2013). The deep blue color of HD 189733b: albedo measurements with Hubble Space Telescope/Space Telescope Imaging Spectrograph at visible wavelengths. The Astrophysical Journal Letters, 772, L16. (The blue reflected color of HD 189733b.) https://doi.org/10.1088/2041-8205/772/2/L16

Pierrehumbert, R. T. (2010). Principles of Planetary Climate. Cambridge University Press. (Atmospheric physics of planetary climates; faint young Sun and greenhouse gas discussion.)

Seager, S. (2010). Exoplanet Atmospheres: Physical Processes. Princeton University Press. (Exoplanet atmospheric physics; scattering and radiative transfer background.)

French, K. L., et al. (2015). Reappraisal of hydrocarbon biomarkers in Archean rocks. PNAS, 112(19), 5915–5920. (Archean biomarkers once used to date cyanobacteria shown to be contamination.) https://doi.org/10.1073/pnas.1419563112

Fournier, G. P., et al. (2021). The Archean origin of oxygenic photosynthesis and extant cyanobacterial lineages. Proceedings of the Royal Society B, 288, 20210675. (Oxygenic photosynthesis likely arose in the Archean, before the GOE.) https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/34583585/