Эволюция атмосферы

1

Содержание.

Введение

І. Характеристики эволюции климатов Земли

ІІ. Изменения основных параметров эволюции климатов и состава

атмосферы Земли

1.Влияние кислорода на процессы, происходящие в атмосфере

2.Появление азота, его влияние на эволюцию атмосферы

3.Появление углекислого газа, его значение для эволюции атмосферы

Заключение

Литература

Введение.

Изменчивость погоды обычно противопоставляется постоянству климата, что обосновывается постоянством формирующих его факторов. В действительности метеорологический режим под воздействием как внешних (климатических) факторов, так и под воздействием изменения состава атмосферы, характера деятельной поверхности, океанической и атмосферной циркуляции может изменяться в любых масштабах времени. Правда, когда говорят о погоде, имеют в виду лишь кратковременное изменение атмосферной циркуляции, не меняющее режим постоянно действующих климатообразующих факторов.

О некоторых факторах формирования климатов прошлого мы знаем теоретически. Так, известно, что в процессе звездной эволюции температура Солнца должна возрастать. Сведения о колебаниях земной орбиты получены не только из эмпирических данных, но и по теоретическим расчетам. В частности, рассчитана необратимая тенденция изменений наклона эклиптики к экватору, связанная с действием приливных сил. Это приводит к постепенному увеличению периода вращения Земли вокруг оси, что подтверждается геологическими данными. Имеются общие соображения об изменении положения материков, об изменении соотношения площадей суши и океанов, о перемещении земных полюсов. Из геологии известно об эпохах горообразования, эволюции состава земной атмосферы и т. д. Все это наводит на мысль о существовании климатов прошлого , отличных от настоящих, что может быть использовано в математических моделях. Больше всего сведений о климатах прошлого получается эмпирическим путем или на основе материалов палеоклиматических реконструкций геологов и палеонтологов. Они используются либо непосредственно, либо проигрываются на физических моделях, позволяющих уточнять и обобщать выявленные эмпирически закономерности, в том числе и проверять их соответствие современному климату, но в свою очередь нуждаются в проверке их физических оснований эмпирическим материалам.

І. Характеристики эволюции климатов Земли.

Главными факторами, ответственными за возникновение комфортных климатических условий на Земле, являются величина солнечной радиации, давление и теплоемкость земной атмосферы, определяемая составом и влажностью воздуха [15]. Наклон же оси собственного вращения планеты (по отношению к эклиптике) предопределяет смену времен года, зональность и контрастность климата. Из всех планет Солнечной системы только Земля обладает уникальной атмосферой и гидросферой, благоприятной для развития на земной поверхности высших форм жизни. Определяется это удачными стеченьями многих обстоятельств: и тем, что Солнце "спокойная" звезда, и тем, что Земля расположена на оптимальном от него расстоянии, и тем, что у нее имеется массивный спутник ? Луна, и химическим составом первичной Земли и многими другими причинами, рассмотренными более подробно в нашей монографии [13]. В данной работе мы рассмотрим только осредненные характеристики эволюции климатов Земли, без учета факторов, влиявших на климатическую зональность и его короткопериодные колебания.

В качестве основного параметра, характеризующего осредненный глобальный климат Земли, удобнее всего выбрать среднюю по земной поверхности температуру T_s (для современных условий T_s = 288 К ? +14,8 ? С). Поскольку у планет с плотной атмосферой (давлением р > 0,2 атм.) основным механизмом выноса тепла с поверхности является конвективный массоперенос воздуха в тропосфере, то и распределение температуры в ней должно быть адиабатическим. Согласно адиабатической теории парникового эффекта, средняя температура тропосферы зависит от солнечной постоянной S , давления атмосферы р, эффективного значения показателя адиабаты???(определяемого составом и влажностью тропосферы), и альбедо планеты А ( принимается, что А ? T_s). Теория эта была успешно проверена по средним распределениям температуры в тропосферах Земли и Венеры [15] , что позволяет использовать ее и для изучения эволюции климатов Земли, если, конечно, предварительно будут определены перечисленные выше параметры земной атмосферы, которые с течением времени могли существенно меняться.

По определению парниковым эффектом ?? называется разность между средней поверхностной температурой планеты T_s и ее радиационной (эффективной) температурой Т_е, под которой планета видна из космоса:

?T = T_s ? T_e (1)

Эффективная температура планеты легко находится по известной формуле Стефана ? Больцмана

(2)

где ? = 5,67? 10? ⁵ эрг/см^2? с? К⁴ ? постоянная Стефана ? Больцмана; S ? солнечная постоянная на удалении планеты от Солнца (для Земли S = 1,37? 10⁶ эрг/см^2? с); А ? альбедо или отражательная способность планеты, регулируемая в основном ее облачным покровом (у Земли А ? 0,3)

Определить зависимость поверхностной температуры T_s и распределения температуры в тропосфере планеты от параметров ее атмосферы можно, если задаться моделью передачи тепла в атмосфере. Будем считать, что радиационный механизм теплообмена доминирует только в стратосфере и мезосфере, тогда как вынос тепла из наиболее плотного слоя планетной атмосферы ? ее тропосферы в основном происходит благодаря конвекции. Последнее утверждение, правда, не является строго доказанным, но его можно проверить путем сопоставления теоретических распределений температуры в тропосферах, например, Земли и Венеры с осредненными эмпирическими данными. Такое сопоставление было сделано в нашей работе [15, 16] и показало исключительно хорошее совпадение теории с экспериментом. Учитывая это, задачу о распределении температуры в тропосфере будем искать в рамках модели передачи тепла (температуры) через конвектирующую среду с заданным адиабатическим законом преобразования температуры

T=C^???p^? (3)

где р ? давление, С ? постоянная, а ? ? показатель адиабаты, зависящий от теплоемкости воздуха.

Будем исходить из того, что на Землю падает Солнечное излучение, характеризуемое температурой абсолютно черного тела

, (4)

а на выходе системы устанавливается приземная температура T_s. Поэтому температуру абсолютно черного тела Т_bb ( для Земли T_bb = 278,8 K) , будем рассматривать в качестве входного воздействия, а поверхностную температуру T_s ? в качестве выходной реакции. Тогда отношения этих температур

(5)

можно рассматривать как “коэффициент температурного усиления” тропосферы. Для Земли k = 1,033, для Венеры k = 2,243.

Как видно из выражения (2), между эффективной температурой и альбедо существует отрицательная зависимость. Это свидетельствует о существовании сильной отрицательной обратной связи, возникающей между приземной и радиационной температурами Земли (рис. 1).

Рис. 1. Блок-схема передачи температур в тропосфере

Связь эта, как известно, осуществляется через облачный покров, эффективно регулирующий суммарное альбедо планеты. Но любая такая отрицательная связь в системе приводит к линеаризации реакции на выходе системы по отношению к входному воздействию. Это свойство систем с отрицательными обратными связями универсально и проявляется вне зависимости от природы самих систем, будь то атмосфера планеты, электронный усилитель или центробежный регулятор Уатта в паровых машинах. В нашем случае это говорит о существовании линейной зависимости между приземной и входной температурами, т.е. T_s? T_bb. Учитывая это, по выражению (3) легко записать новую зависимость

T_s = b^???T_bb? p_s^? (6)

где b ? масштабный множитель. Если измерения производить в технических атмосферах, то b = 1,186 (для Земли и Венеры значения этого множителя одинаковые).

Средняя поверхностная температура Земли равна 288 К. Тогда из выражения (3) следует, что температура на любом уровне земной тропосферы (при p<0,2 атм.), в том числе и на поверхности, будет определяться простой зависимостью

(7)

где p₀ = (p_s)₀ = 1 атм. = 1,013 бар = 760 мм р.с. ? современное значение давления атмосферы на уровне моря (здесь и далее индексом "0" отмечаются современные значения параметров земной атмосферы).

Для нахождения зависимости T от значения солнечной постоянной, т.е. от внешнего по отношению к тропосфере воздействия, уже необходимо вводить дополнительное условие, определяющее природу этого воздействия. Таким дополнительным условием является закон излучения абсолютно черного тела Стефана ? Больцмана (4). Как видно из выражения (4), температура T_bb ? S^1/4, Следовательно, для обобщения выражения (6) на случай переменного S , надо помножить его на отношение (S/S₀)^1/4, в результате получим

(8)

здесь р ? атмосферное давление на любом уровне тропосферы планеты.

Зависимость показателя адиабаты от состава и влажности атмосферы легко находится по известной формуле

(9)

где (10)

p ? суммарное давление атмосферы; c_p(N₂)=0,248; c_p(O₂)=0,218; c_p(CO₂)=0,197; c_p(Ar)=0,124 и c_v(N₂)=0,177; c_v(O₂)=0,156; c_v(CO₂)=0,152; c_v(Ar)0,075 кал/г? град ? теплоемкости азота, кислорода, углекислого газа и аргона, соответственно при постоянном давлении и постоянном объеме [3]; С_q = C_w + C_r ? поправочный коэффициент с размерностью теплоемкости, учитывающий суммарный тепловой эффект процессов конденсации влаги C_w (во влажной атмосфере) и поглощения теплового излучения Земли и Солнца C_r . Для планет с атмосферами другой природы под параметром С_q следует понимать характеристику любого теплофизического или химического процесса, приводящего к выделению (или поглощению при C_q < 0) тепла в недрах тропосферы.

Оценить значение C_w можно из следующих рассуждений. Как известно, теплоемкость определяется отношением количества тепла, сообщенного телу (в нашем случае воздуху), к соответствующему повышению его температуры. При конденсации влаги во влажной тропосфере выделяется q = 595,8 кал/г тепла. При этом соответственно повышается температура воздуха и снижается вертикальный температурный градиент. В сухом воздухе градиент температуры равен 9,8 град/км, а средний по Земле градиент влажной тропосферы близок к 6,5 град/км [18] . Отсюда следует, что выделяющаяся в тропосфере теплота конденсации влаги в среднем повышает температуру воздуха на 9,8 ? 6,5 = 3,3 град/км. В тропосфере над земной поверхностью обычно содержится от 2 до 3 г/см² влаги. Большая ее часть конденсируется на высотах формирования облачности, т.е. до 3 ? 5 км. Если теперь принять, что в этом деятельном слое тропосферы толщиной около 4 км концентрация влаги в среднем достигает 0,2 %, то дополнительная теплоемкость процесса конденсации влаги в современной тропосфере оказывается равной

(11)

Оценить C_r сложнее. Однако, учитывая, что наилучшее совпадения распределения температуры по выражению (7) с моделью стандартной атмосферы Земли получается при C_q ? 0,126 , можно найти C_r ? 0,036 кал/г? град. В этом случае показатель адиабаты земной тропосферы равен ? ? 0,1905. Для Венеры наилучшие совпадения теоретического распределения Т с эмпирическими данными получается при ? ? 0,1726, чему соответствует C_q ? 0,045.

В качестве проверки теории, определим теперь температуру на поверхности Венеры по выражению (8 ) с использованием двух параметров ее атмосферы: р = 90,9 атм. и ? = 0,172 6 и значения солнечной постоянной S = 2,62? 10⁶ эрг/см^2? с, но с применением характеристик земной тропосферы: S₀ = 1,37? 10⁶ эрг/см^2? с; (T_bb )₀ = 278,8 K; b =1,186 атм.? ¹ . После подстановки всех параметров в уравнение (8), находим T_s = 735,4 K. В книге "Планета Венера" [4] приводится значение T_s = 735,3 K.

Проверку основного уравнения (8) можно значительно ужесточить, выполнив сравнение теоретических распределений температуры в тропосферах Земли и Венеры с моделью стандартной атмосферы Земли и с эмпирическими данными по Венере, приведенными в книге [4], Результаты такой проверки рассмотрены в работе [16] и показали, что расчеты по уравнению (8) совпадают с распределением температуры в модели стандартной атмосферы Земли с точностью порядка 0,1 %, а с эмпирическими измерениями температуры в тропосфере Венеры ? с точностью около 0,5 ? 1,0 %. Такие результаты позволяют надеяться, что выражение (8 ) смело можно использовать и для описания глобальных климатических изменений на Земле, если, конечно, при этом удастся адекватно определить параметры земной атмосферы.

Для определения парникового эффекта по выражениям (1) и (2), нам предварительно необходимо определить зависимость суммарного альбедо планеты, регулируемого облачным покровом тропосферы, от приземной температуры. В первом приближении положим линейную зависимость А от поверхностной температуры планеты. Тогда можно записать

(12)

где А₀ ? 0,3 ? современное значение альбедо Земли. Проверить выражение (12) можно путем сравнения альбедо Земли и Венеры. Подставляя в (12) поверхностную температуру Венеры T_s = 735 K и Земли (T_s)₀ = 288 К, найдем А ? 0 ,766. Точно такое же значение альбедо Венеры определяется и по эмпирическим данным [2]

ІІ. Изменения основных параметров эволюции климатов и состава атмосферы Земли.

Для определения климатических изменений на Земле предварительно необходимо выяснить, как менялись со временем основные параметры процесса, ответственные за установление глобального климата на нашей планете. К таким параметрам относятся солнечная постоянная S , приземное давление атмосферы p_s, парциальные давления p_i главных компонентов земной атмосферы (азота, углекислого газа, кислорода и аргона) и равновесная относительная влажность тропосферы.

Теория развития звезд показывает, что за время жизни Земли светимость Солнца увеличилась приблизительно на 37 ? 38 % с 2,8? 10³³ эрг/с до 3,86? 10³³ эрг/с [21] . Соответственно этому изменилась и солнечная постоянная с S ? 1? 10⁶ эрг/см^2? с 4,6 млрд. лет назад до современного ее значения S₀ = 1,37? 10⁶ эрг/см^2? с. Такое заметное изменение солнечной постоянной, безусловно, должно было сказываться и на прошлых климатах Земли.

В работах, посвященных эволюции Земли [13,14] , исходя из модели "холодной" аккреции планет [7] и представления, согласно которому из первозданной атмосферы растущей Земли должны были удаляться все химически активные компоненты. Происходило это благодаря сорбции таких активных элементов и соединений пористым реголитом ультраосновного состава земной поверхности и последующего их погребенья под слоями вновь выпадавшего на растущую Землю протопланетного вещества. Поэтому принималось, что атмосфера молодой Земли (ранее 4 млрд. лет назад) могла состоять только из инертных благородных газов с небольшой добавкой химически пассивного азота, все же остальные компоненты современной атмосферы и гидросферы выделились из мантии в результате ее дегазации или образовались благодаря жизнедеятельности организмов и выветривания горных пород земной коры. Дегазация аргона происходила пропорционально скорости формирования континентальной коры, характеризуемой тектонической активностью Земли, определенной в работе (13) и показанной на рис. 2.

Рис. 2. Относительная тектоническая активность Земли: 1 - определенная по суммарному тепловому потоку, поступающему из конвектирующей мантии и отнесенному ко всей площади Земли;

2 - определенная по тому же тепловому потоку, но отнесенному к площади конвектирующей мантии (предполагается, что тектоническая активность Земли первоначально проявилась только в низкоширотном поясе Земли и лишь в самом конце архея она охватила собой всю Землю [12]). Стрелкой отмечен момент выделения земного ядра

1.Влияние кислорода на процессы, происходящие в атмосфере.

Кислород в атмосферу поступал в основном из двух источников: за счет биогенного фотосинтеза и процесса восстановления углерода из углекислого газа, а также благодаря фотодиссоциации паров воды жестким излучением Солнца (второй механизм в основном работал только в докембрии, когда еще не существовало озонового слоя в стратосфере). Однако подавляюще большая часть освобождавшегося в докембрии кислорода уходила на окисление железа и серы. Напомним, что в первичном веществе Земли содержалось около 13 % свободного (металлического) и около 24 % двухвалентного железа [11, 13] . К рубежу протерозоя и фанерозоя все это железо и большая часть его окислов уже переместилась в земное ядро. Но в докембрии это железо, благодаря конвективным движениям вещества мантии, еще поступало в рифтовые зоны Земли, где оно контактировало с океаническими водами, окислялось в них до двухвалентного состояния и разносилось по всем акваториям океана. Поглощая кислород из океанических вод и атмосферы, двухвалентное железо затем переходило в трехвалентное состояние и осаждалось в виде гигантских залежей докембрийских железорудных формаций. Весьма вероятно, что отложение магнетитовых руд при этом происходило с участием железобактерий, восстанавливавших трехвалентное железо до стехиометрии магнетита [8, 26] . В результате парциальное давление кислорода в докембрийской атмосфере оставалось исключительно низким. Судя по геохимическим данным, например, в эпоху массового отложения уранинитов и пиритов формаций типа Витватерсранда (2,4 ? 2,1 млрд. лет назад), парциальное давление кислорода не должно было превышать 10? ⁶ атм. [22] . В эпохи же массовых отложений железорудных формаций 2,8 ? 2,6 и 2,2 ? 2,0 млрд. лет назад парциальное давление кислорода могло понижаться до 10? ⁸ ? 10? ⁹ атм. Однако, с постепенным переходом металлического железа и большей части его окислов из мантии в растущее земное ядро, парциальное давление кислорода в атмосфере постепенно повышалось.

Появление свободного кислорода в земной атмосфере, безусловно, должно было стимулировать эволюцию жизни и возникновение новых ее форм с более совершенным метаболизмом. По палеонтологическим данным известно, что в среднем протерозое в изобилии встречаются эукариотные одноклеточные водоросли. Но для их развития уже требуется небольшое количество растворенного в воде кислорода ? около 10? ³ его современной концентрации. Еще одной реперной точкой, по-видимому, является момент появления многоклеточных организмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, как известно, были сделаны в отложениях нижнего венда возрастом около 680 млн. лет (эдиакаровая фауна южной Австралии). Но для организмов царства животных характерен активный обмен веществ, использующий кислородное дыхание. Поэтому появление метазоа могло произойти только при повышении парциального давления кислорода выше некоторого критического уровня "точки Пастера", приблизительно равного 10? ² современного уровня, при котором анаэробный процесс брожения сменяется энергетически более выгодным кислородным метаболизмом.

Важно отметить, что время достижения кислородным давлением уровня Пастера и появления первых многоклеточных животных близко совпадает с моментом полного исчезновения из мантии металлического железа [11, 13] ? главного поглотителя свободного кислорода во внешних геосферах Земли. После этого момента дальнейшее накопление кислорода в земной атмосфере должно было происходить очень быстро, вплоть до достижения некоторого равновесного уровня, регулируемого скоростями генерации кислорода, захоронения органического углерода и реакций окисления органических веществ в деятельном слое биосферы. Сегодня этот уровень, по-видимому, отвечает равновесному парциальному давлению кислорода в современной атмосфере ? 234,5 мбар (вероятно, он оставался близким к этому значению и в течение последних 200 млн. лет господства на Земле цветковых растений).

2.Появление азота, его влияние на эволюцию атмосферы .

Предположим, что азотная составляющая атмосферы сформировалась как на стадии образования самой Земли, так и благодаря ее последующей дегазации.

По этой модели значительная часть азота современной атмосферы является реликтовой, сохранившейся еще со времен формирования Земли около 4,6 млрд. лет назад, хотя другая его заметная часть могла дегазироваться из мантии уже на геологической стадии развития нашей планеты. 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 заметно снизить парциальное давление азота в земной атмосфере, меняя тем самым и климаты Земли. Рассчитывая этот эффект надо учитывать, что органический азот (N _орг) океанических осадков, вместе с самими осадками, через зоны скучиванья океанической коры в архее или через зоны поддвига плит в протерозое и фанерозое, постоянно выводился из акваторий океанов. При этом он частично включался в гранит-метаморфические породы континентальной коры или уходил в мантию, но частично вновь дегазировался и опять поступал в атмосферу.

Помимо биогенного процесса связывания атмосферного азота, по-видимому существует и достаточно эффективный абиогенный механизм этой же направленности. Так, например, по расчетам Я. Юнга и М. Макелроя [27] заметная фиксация азота в почвах может происходить во время гроз, благодаря образованию при электрических разрядах во влажном воздухе азотной и азотистой кислот.

Оценить количество выведенного из атмосферы азота сложно, но все-таки возможно. Содержание азота в осадочных породах обычно прямо коррелируется с концентрацией захороненного в них органического углерода [17] . Поэтому оценить количество захороненного в океанических осадках азота, по-видимому, можно по данным о массе погребенного в них органического углерода С_орг. Для этого следует только определить коэффициент пропорциональности между N _орг и С_орг. В донных осадках открытого океана С_орг : N _орг : Р_орг приблизительно равно 106 : 20 : 0,91 [1] , но при этом до 80 % азота быстро уходит из органического вещества, поэтому отношение С_орг : N _орг в осадках может повышаться до 1 : 0,04 . По данным Г. Фора [17] это отношение в осадках приблизительно равно 1 : 0,05. Примем по данным [6, 5] , что в осадках океанов (пелагиаль плюс шельфы) законсервировано около (2,7 ? 2,86)? 10²¹ г С_орг, а в осадках континентов ? около (9,2 ? 8,09)? 10²¹ г С_орг. В наших расчетах, следом за Г. Фором, мы приняли значения отношений С_орг : N _орг близкими к 20:1, тогда содержание N _орг в осадках океанического дна и шельфах ? 1,36? 10²⁰ г, а в континентальных осадках ? 5,0? 10²⁰ г.

В первом приближении будем считать, что развитие жизни в океане ограничивается содержанием в океанических водах растворенного фосфора, а его концентрация в них с течением времени менялась мало [20] . Отсюда следует, что биомасса океана всегда оставалась приблизительно пропорциональной массе воды в самом океане. Эволюция же массы воды в Мировом океане неоднократно рассчитывалась нами по несколько отличающимся моделям тектонической активности Земли, но всегда получались сравнительно близкие результаты [11 - 13] . На рис. 3 кривая 1 изображает эволюцию массы воды (в 10²⁴ г) в океанах Земли. Попутно обратим внимание, что несмотря на высокую тектоническую активность Земли в архее, дегазация воды из мантии тогда происходила заметно слабее, чем а последующие эпохи. Связано это было с перегревом и расплавлением верхней мантии в архее, что приводило к диссоциации воды на железе еще в мантийных условиях, до ее дегазации на земную поверхность [13].

Рис. 3. Эволюция океанов: 1 - накопление воды в океане в 1024 г; 2 - изменения положения поверхности океана и 3 - глубины океанических впадин по отношению к среднему уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов, км.

Учитывая сделанное предположение о пропорциональности биомассы в океанах ? массе самих океанических вод, можно приближенно учесть удаление N _орг вместе с океаническими осадками через зоны скучиванья и субдукции литосферных плит за время геологического развития Земли, решив уравнение

(13)

где ? суммарная масса органического азота, удаленного из океанического резервуара за время от t = ? 4 млрд. лет до современного момента времени t = 0; = ? современная скорость захоронения N _орг в океанических осадках; ? ? 120 млн. лет ? средний возраст океанического дна; и = 1,37? 10²⁴ г ? текущее значение и современная масса воды в Мировом океане (см. кривую 1 на рис. 2).

Численно интегрируя выражение (13) по принятым параметрам, можно определить, что за время геологического развития Земли (т.е. за последние 4 млрд. лет) благодаря рассматриваемому процессу из атмосферы Земли было удалено около 19,2? 10²⁰ г азота. К этому количеству азота надо добавить еще массу N _орг? 5,0? 10²⁰ г, законсервированного в осадках континентов и накопившегося там за время порядка 400 млн. лет. Таким образом, всего за время жизни Земли из ее атмосферы было удалено приблизительно 24,2? 10²⁰ г азота, что эквивалентно снижению давления атмосферы уже на 474 мбар (для сравнения, парциальное давление азота в современной атмосфере равно 765 мбар).

Рассмотрим теперь два крайних случая. Сначала предположим, что дегазации азота из мантии не происходило вовсе, тогда можно определить начальное эффективное давление атмосферы Земли в катархее (т.е. на интервале возрастов от 4,6 до 4,0 млрд. лет). Оно оказывается приблизительно равным 1, 23 бар или 1,21 атм. Во втором случае будем считать, как это и делалось в работах [13, 14], что почти весь азот атмосферы был дегазирован из мантии за последние 4 млрд. лет. Для обоих крайних вариантов теперь можно рассчитать кривые эволюции парциального давления азота в земной атмосфере (рис. 4). Реальной же картине изменения этого давления тогда должна соответствовать некоторая промежуточная кривая, определить положение которой можно только привлекая дополнительную информацию по климатам Земли, существовавшим в прошлые геологические эпохи. Такой дополнительной реперной точкой, например, может служить информация о развитии наиболее грандиозного оледенения континентов в раннем протерозое около 2,5 ? 2,3 млрд. лет назад [19] . По некоторым оценкам [10] , континентальные массивы тогда располагались в низких широтах, но одновременно с этим и высоко стояли над уровнем океана (со средними высотами около 1,5 ? 2,2 км). Поэтому возникновение такого оледенения могло произойти только в том случае, если средняя температура земной поверхности на уровне моря тогда не превышала +7 ? +8 ? С, т.е. приблизительно равнялась 280 К.

Рис. 4. Эволюция парциального давления азота в земной атмосфере (в барах): 1 - по гипотезе первичности азотной атмосферы; 2 - принятый вариант; 3 - по гипотезе дегазации азотной атмосферы из мантии.

Возвращаясь теперь к определению эволюции парциального давления азота в земной атмосфере, отметим, что согласно оценкам, приведенным в работах [13, 14] , в раннем протерозое около 2,4 млрд. лет назад земная атмосфера в основном состояла из азота лишь с небольшой добавкой аргона (около 9,6 мбар). Кислород практически отсутствовал, парциальное давление углекислого газа тогда не превышало 0,7 мбар, а солнечная постоянная равнялась S = 1,14? 10⁶ эрг/см^2? с. Принимая для той холодной эпохи T_s ? 280 К ? 8 ? С, по выражениям (8)? (10) находим р = 1,09 бар, тогда как по гипотезе первичности азотной атмосферы в это время должно было бы быть р ? 1,19 бар, а по гипотезе полностью дегазированного азота р ? 0,99 бар. Отсюда видно, что азот современной атмосферы приблизительно на 54 % состоит из реликтового газа и только на 46 % ? дегазирован из мантии (см. рис. 4).

3.Появление углекислого газа, его значение для эволюции атмосферы.

Углекислый газ поступал в атмосферу только благодаря дегазации земной мантии. При этом скорость дегазации СО₂ была пропорциональна тектонической активности Земли, изображенной на рис. 2, и достигала своего максимума в архее. Если бы весь дегазированный углекислый газ сохранялся в атмосфере, то его парциальное давление сейчас достигало бы 90 ? 100 атм., т.е. было 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

4Mg₂SiO₄ + 4H₂O + 2CO₂ ? Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2MgCO₃ (14)

^оливин серпентин магнезит

2CaAl₂Si₂O₈ + 4H₂O +2CO₂ ? Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2CaCO₃ (14')

^{анортит} каолин кальцит

Именно по этой причине существенное влияние на эволюцию парциального давления углекислого газа в атмосфере оказала история развития океанов на Земле, схематически показанная на рис. 3.

Судя по изотопно-кислородным сдвигам в архейских морских кремнях и кремнистых сланцах, температуры морских вод в архее достигали 70 ? 90 ? С [23- 25] . По оценкам же, приведенным в работе Х. Смита, Дж. О' Нила и А. Эрланка [9] , температура воды в архейском океане поднималась даже до 100 ? С.

Такая ситуация могла наблюдаться только в одном случае ? при существовании в архее достаточно плотной атмосферы. Но из всех возможных газов только СО₂ мог создать такое повышенное давление атмосферы. Действительно, азота на Земле для этого слишком мало, кислорода тогда вообще практически не было, а такие газы, как метан неустойчивы и быстро разлагаются под влиянием жесткого излучения Солнца (особенно в присутствии гидроксил-иона, также при этом возникающего во влажной атмосфере). Однако для накопления в атмосфере заметных количеств углекислого газа необходимо было, чтобы процессы гидратации силикатов по реакциям (14) и (14' ) тогда происходили заметно медленнее, чем в последующие эпохи. Но в архее именно такие условия и существовали. Так, в раннем архее воды в гидросфере было еще мало и вместо единого океана тогда существовали только мелководные морские бассейны, а рифтовые зоны на гребнях срединно-океанических хребтов, в которых главным образом и протекают реакции гидратации силикатов, еще высоко воздымались над уровнями морей того времени. Кроме того, архейская океаническая кора была существенно базальтовой, а при гидратации базальтов связывается сравнительно немного углекислого газа. В результате, еще в раннем архее на Земле образовалась достаточно плотная углекислотная атмосфера и возник значительный парниковый эффект.

По выражениям (8) ? (10) для разогрева земной поверхности до температур около 70 ? 80 ? С, необходимо чтобы давление атмосферы поднялось до 8 ? 10 бар (при таких давлениях кипение воды происходит только при 170 ? 180 ? С). Отсюда видно, что в архее сформировалась достаточно плотная атмосфера, состоявшая на 90 ? 85 % из углекислого газа и на 10 ? 15 % из азота (рис. 5). Суммарное давление архейской атмосферы превышало 10 бар, а парниковый эффект достигал почти 120 ? С. Столь значительный подъем температуры и парникового эффекта в архейской тропосфере был связан не с углекислотным составом атмосферы того времени, а с ее суммарным давлением. Если бы при том же давлении архейская атмосфера состояла, например, только из азота, то приземные температуры были бы еще выше и достигали бы 100 ? С, а парниковый эффект превысил бы 140 ? С.

Рис. 5. Эволюция состава и давления земной атмосферы в барах (среднее давление паров воды включено в суммарное давление атмосферы, в архее оно достигало 60 мбар, в настоящее время оно близко к 2,5 мбар).

В середине архея около 3,4 млрд. лет назад уже возник Мировой океан, перекрывший гребни срединно-океанических хребтов (см. рис. 3). В результате заметно усилилась гидратация существенно базальтовой океанической коры, а скорость роста парциального давления СО₂ в позднеархейской атмосфере несколько снизилась. Наиболее радикальное же падение давления углекислого газа произошло только на рубеже архея и протерозоя после выделения земного ядра и связанного с этим резкого уменьшения тектонической активности Земли (см. рис. 2). Благодаря этому в раннем протерозое столь же резко сократились выплавки океанических базальтов. Базальтовый слой океанической коры стал заметно более тонким, чем он был в архее, и под ним впервые сформировался серпентинитовый слой ? главный и постоянно обновляемый резервуар связанной воды на Земле (напомним, что в серпентинитах может содержаться до 12 % конституционной воды). Но при этом на каждые 4 молекулы воды, попадающей в серпентиниты, возникает 2 молекулы карбоната.

Именно по этой причине, ко времени около 2,4 млрд. лет назад (т.е. к началу развития Гуронского оледенения) парциальное давление углекислого газа в раннепротерозойской атмосфере резко упало (примерно в 10000 раз) до равновесного уровня, приблизительно равного 0,5 мбар, а общее давление атмосферы снизилось с 7 ? 8 бар в самом конце архея до 1,12 бар в раннем протерозое. При этом весь процесс удаления СО₂ из атмосферы на рубеже архея и протерозоя, по-видимому, занял не более 100 ? 150 млн. лет. В результате состав раннепротерозойской атмосферы стал существенно азотным (лишь с небольшой добавкой аргона около 9,6 мбар). Естественной реакцией на эти события стало резкое похолодание климата: средняя приземная температура на уровне океана опустилась с +70 ? +65? С в конце архея до +7 ? +8 ? С около 2,4 млрд. лет назад. В результате резкого похолодания климата практически все континенты, объединенные тогда в единый суперконтинент Моногея, оказались скованными гигантским покровным оледенением [19]. Этому оледенению (рис. 6) способствовало также высокое стояние континентов того времени [10] . В дальнейшем парциальное давление углекислого газа в атмосфере регулировалось средними температурами океанических вод и законом Генри: в эпохи оледенений, как и сейчас, оно снижалось до 0,4 ? 0,5 мбар, а в эпохи межледниковья и, особенно в теплом мезозое, наоборот оно повышалось до 0,7 ? 1 мбар.

Рис. 6. Реконструкция суперконтинента Моногея, существовавшего около 2,6 - 2,4 млрд. лет назад, по [7], но помещенная на экваторе Земли, в проекции Ламберта; белым пространством в пределах континентальных массивов отмечены области распространения покровных ледников; крестиками показаны находки раннепротерозойских тиллитов и тиллоидов ледникового происхождения. Древние платформы: Ав - Австралийская; Ан - Антарктическая; Аф - Африканская; ЗАф - Западно-Африканская; Ев - Европейская (Русская платформа); Ин - Индийская; К - Китайская; САм - Северо-Американская; ЮАм - Южно-Американская.

Попутно отметим интересную деталь процесса связывания СО₂ в карбонатах докембрия. В архее океаническая кора по составу была существенно базальтовой, поэтому ее гидратация в основном происходила по реакциям типа (14' ) с образованием карбонатов кальция (известняков). После же образования серпентинитового слоя в раннем протерозое началась гидратация пород ультраосновного состава, уже протекавшая в основном по реакциям типа (14) и связывания СО₂ в карбонатах магния с формированием мощных толщ доломитов.

Используя приведенные в работе [13] расчеты по дегазации углекислого газа, аргона и генерации кислорода, а также используя "реперные" точки эволюции давления земной атмосферы (до 10 бар в архее и 1,12 бар в начале раннего протерозоя), можно построить результирующую картину изменения состава и суммарного давления земной атмосферы на протяжении всей жизни Земли, изображенную на рис. 5 (на этом рисунке парциальное давление аргона, из-за его малости, не показано и включено в давление азота).

После определения эволюции давления и состава земной атмосферы, теперь можно по выражениям (9) и (10) рассчитать изменения показателя адиабаты влажной атмосферы, а по выражению (8) определить среднюю приземную температуру T_s. По выражению (12) теперь можно найти альбедо тропосферы А, после чего эффективная (радиационная) температура T_e легко находятся по выражению (2), а значение парникового эффекта ? по разности (1). Результаты расчета этих температур приведены на рисунке 7.

Рис.7 Эволюция температурного режима земной атмосферы в ? С: 1 ? приземная температура T_s; 2 ? эффективная температура T_e; 3 ? величина парникового эффекта ? Т=T_s? T_e.

Как видно из графиков, приведенных на рис. 5 и 7, в катархее, т.е. 4,6 ? 4,0 млрд. лет назад, земная атмосфера в основном состояла из азота с небольшими добавками благородных газов, а ее давление достигало приблизительно 0,67 бар. Несмотря на заметное давление атмосферы, Землю в это время сковывал сильный мороз ? ее средняя поверхностная температура опускалась до минус 28 ? С. Объяснить это можно лишь тем, что в догеологическое время светимость Солнца была существенно меньшей, чем сейчас (S ? 1? 10⁶ кал/см^2? с, вместо современного значения S = 1,37? 10⁶ кал/см^2? с).

В архее, как уже отмечалось, судя по кислородно-изотопным сдвигам в морских кремнях, кремнистых сланцах и антигорите гидратированных коматиитовых лав [9, 23- 25] климат был исключительно жарким с температурами, поднимавшимися до +70 ? +80 ? С. Об этом же говорят и приведенные здесь теоретические расчеты (рис. 7).

В течение большей части протерозоя атмосфера Земли оставалась существенно азотной, при этом ее давление со временем слабо падало (за счет связывания азота в органическом веществе и погребения его в осадочных толщах). Однако на температурном режиме земной тропосферы это снижение давления почти не сказывалось, поскольку компенсировалось слабым же повышением солнечной активности от 1,14? 10⁶ кал/см^2? с 2,4 млрд. лет назад, до ее современного значения 1,37? 10⁶ кал/см^2? с. Поэтому температурный режим протерозоя оставался равномерно прохладным со средними температурами земной поверхности около +10 ? +11 ? С (см. рис. 7). Парциальное же давление углекислого газа тогда, вероятно, не поднимались выше 0,5 ? 0,6 мбар, а давление кислорода, по-видимому, только около 1,1 млрд. лет назад достигло уровня 1 мбар. В результате снижения общего давления атмосферы, а также благодаря дрейфу части континентов Гондваны и Лавразии в высокие широты, в позднем рифее, венде, в раннем и среднем палеозое наблюдалась новая эпоха оледенений.

С наступлением фанерозоя и, особенно в конце палеозоя, давление земной атмосферы вновь начало подниматься за счет усиленной генерации кислорода и достигло своего относительного максимума около 200 млн. лет назад (см. рис. 5). Этому же времени соответствует и наиболее теплый период мезозоя, со средней приземной температурой около +18 ? С. По-видимому, в это же время, в связи с широким распространением цветковых растений, парциальное давление кислорода достигло своего равновесного значения, после чего суммарное давление земной атмосферы вновь стало снижаться. Климатической реакцией на это событие стало постепенное снижение средней поверхностной температуры Земли с +17,8 ? С в мезозое до +14,8 ? С в настоящее время (см. рис. 7). В результате произошло наступление новой, третьей по счету, ледниковой эпохи, и возникновение в середине кайнозоя покровного оледенения Антарктиды, а в четвертичный период ? периодических оледенений на континентах Северной Америки, Европы и Азии. Если наши предположения о постепенном изъятии азота из атмосферы Земли и его захоронении в земной коре справедливы, а принятые нами содержания органического азота в осадках отвечают действительности, то несмотря даже на постепенное повышение солнечной активности, медленное похолодание климата продолжится и в будущем (до достижения нового равновесного состояния прохладного климата).

Заключение.

Подводя итог, выделим основные этапы эволюции атмосферы и климатов нашей планеты. В догеологическое время, в фазу расплавления внешней сферы земного шара, огромные массы выделявшихся газов образовали первичную атмосферу Земли. Основными компонентами выделявшихся из недр Земли газов были углекислый газ и водяной пар. Состав первичной атмосферы Земли, образовавшейся за счет выделения газов и воды при расплавлении планетного вещества, был сходен по составу с компонентами вулканических извержений современности. Газы, выделяющиеся из современных вулканов, содержат преимущественно водяной пар. В составе газов базальтовых лав, например, гавайских вулканов с температурами до 1200° С водяной пар составляет 70-80% по объему. Вторым по значению компонентом, составляющим атмосферу, является углекислый газ. В газах из вулканических лав СО2 содержится от 6 до 15%. Атмосфера того времени состояла главным образом из водяного пара с существенной примесью углекислого газа. В фазу расплавления внешней сферы земного шара практически вся гидросфера находилась в составе атмосферы. В эту фазу выделившийся водяной пар, охлаждаясь на большой высоте, образовывал густой облачный покров и интенсивные дождевые осадки. Однако падающие из облаков капли воды на некоторой высоте над поверхностью планеты, где температура воздуха была выше 100° С, превращались в пар, который снова поднимался вверх. Над раскаленной поверхностью Земли функционировал своеобразный круговорот воды: пар - дождевые осадки - пар, т. е. мощный парниковый эффект, аналогично наблюдаемый ныне на Венере. Круговорот воды в природе, локализованный в первичной атмосфере Земли вблизи температурного уровня 100° С, практически не оказывал влияния на общий ход эволюции планеты и на развитие ее поверхности. Но это были предпосылки могучего круговорота воды на Земле, который сформировался позже и имел огромное влияние на развитие природной среды и планеты в целом. После охлаждения земной поверхности до температуры ниже 100° С произошел переход атмосферного водяного пара в жидкую воду. На сухой и очень горячей тогда земной поверхности образовался сток, речная сеть и возникли водоемы. Земная поверхность стала сильно обводненной и начала подвергаться интенсивному воздействию водных потоков. Этот этап и явился началом геологической истории.

Изменения температурных условий на Земле, а вслед за этим и всей природной обстановки не могли не отразиться и на атмосфере. Изъятие из атмосферы огромного количества воды и образование поверхностного стока и водоемов оказали огромное влияние на состав и эволюцию воздушной среды. Из водной атмосферы она превратилась в основном в углекислую, в которой водяной пар из господствующего компонента превратился во второстепенный.

Образование на земной поверхности крупных водоемов оказало воздействие на дальнейшую эволюцию атмосферы, в которой началось быстрое уменьшение содержания углекислого газа. СО2 легко растворяется в воде, и основная его часть была поглощена ею. Во много раз уменьшилось и давление атмосферы. Природные условия на Земле резко изменились. Природная среда на нашей планете стала непохожей на ту, что была у нее в ранние фазы истории.

Дальнейшая эволюция атмосферы связана главным образом, с появлением и развитием органического мира, прежде всего растительности.

Выясняется, что климаты прошлого были значительно более изменчивыми, чем думали раньше, и в этом отношении имеют много общего с современным климатом. По всей вероятности, по мере накопления информации эта изменчивость будет оказываться все больше.

ЛИТЕРАТУРА:

1. Лисицын А.П., Виноградов М.Е. Глобальные закономерности распределения жизни в океане и их отражение в составе донных осадков. Образование и распределение биогенных осадков. Изв. АН СССР, сер. Геологическая, 1982, № 4, с. 5 - 24.

2. Маров М.Я. Планеты Солнечной системы. М., Наука, 1986, 320 с.

3. Наумов Г.Б., Рыженко Б.Н., Ходаковский И.Л. Справочник термодинамических величин. М., Атомиздат, 1971, 240 с.

4. Планета Венера (атмосфера, поверхность, внутреннее строение). М., Наука, 1989, 482 с.

5. Ронов А.Б. Стратисфера или осадочная оболочка Земли (количественное исследование). М., Наука, 1993, 143 с.

6. Ронов А.Б., Ярошевский А.А. Химический состав земной коры и ее оболочек. В кн.: Тектоносфера Земли. М., Наука, 1978. С. 376-402.

7. Сафронов В.С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М., Наука, 1969. 244 с.

8. Слободкин А.И., Ерощев-Шак В.А., Кострикина Н.А. и др. Образование магнетита термофильными анаэробными микроорганизмами. Докл. РАН, 1995, т. 345, №5, с. 694-697.

9. Смит Х.С., О'Нил Дж.З., Эрланк А.Дж. Изотопный состав кислорода минералов и горных пород и характер химического изменения подушечных лав зеленокаменного пояса Барбертон, Южная Африка. В кн.: Геохимия архея. М., Мир, 1987. 315 с.

10. Сорохтин Н.О., Сорохтин О.Г. Высота стояния континентов в геологической истории Земли. Докл. РАН, 1997

11. Сорохтин 0.Г. Глобальная эволюция Земли. М., Наука, 1974. 184 с.

12. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Происхождение и эволюция океанов. Жизнь Земли. М., Изд-во МГУ, 1990. С. 46-75.

13. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М.,Изд-во МГУ, 1991.446 с.

14. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Происхождение и эволюция атмосферы Земли. Жизнь Земли. М., Изд-во МГУ, 1992. С. 5-45.

15. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Адиабатическая теория парникового эффекта атмосферы. Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5, География. 1996, № 2, с. 27-37.

16. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Накопление углекислого газа в атмосфере: вред или польза? Газовая промышленность, 1998, (в печати)

17. Фор Г. Основы изотопной геологии. М., Мир, 1989. 590 с.

18. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М., Изд-во МГУ, 1994. -520 с.

19. Чумаков Н.М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды. М., Наука, 1978. 202 с.

20. Шопф Т. Палеоокеанология. М., Мир, 1982. 311 с.

21. Bachall J.N. et al. Standard solar models and the uncertainties in predicted capture rates of solar neutrinos. "Rev. Mod. Phys", 1982, v. 54, p. 767

22. Grandstaff D.E. Uraninite oxidation and Precambrian atmosphere.( Transactions of the American Geophysical Union. 1974. Vol. 55, p. 457.

23. Knauth L., Epstein S. Hydrogen and oxygen isotope ratios in nodular and bedded cherts.( Geochim. et Cosmochim. Acta, 1976. Vol. 40, pp. 1095-1108.