Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 10
Текст из файла (страница 10)
Теперь по изложенной в предыдущем разделеадиабатической теории парникового эффекта можно рассчитать средние температурыземной поверхности для разных эпох.Для расчета значения показателя адиабаты предварительно необходимо определитьпоправку за влажность воздуха. Это можно сделать, так как средняя влажностьтропосферы зависит от приземной температуры, поскольку с ее изменениями меняетсяиспарение воды и, следовательно, парциальное давление паров воды в воздухе, априземная температура по выражению (10.9) зависит от давления атмосферы.Для определения эволюции парникового эффекта по выражению (10.9)предварительно необходимо определить изменения радиационной температуры,находимой по известной формуле Стефана–Больцмана(1 − A)Te4 =S,(10.13)4 ⋅σгде σ =5,67·10–5 эрг/см2·с·К4 – постоянная Стефана–Больцмана; S – Солнечная постояннаяна удалении планеты от Солнца (для современной Земли S =1,37·106 эрг/см2·с); А –альбедо или отражательная способность планеты, регулируемая в основном ее облачнымпокровом (у Земли А ≈ 0,3).В первом приближении положим линейную зависимость альбедо от поверхностнойтемпературы.
Тогда можно записать:TA ≈ A0 ⋅ s ,(10.14)(Ts )0где А0 ≈ 0,3 – современное значение альбедо Земли, (Тs)0 = 288 К – средняя температураповерхности современной Земли. Проверить выражение (10.14) можно путем сравненияальбедо Земли и Венеры. Подставляя в (10.14) значение поверхностной температурыВенеры Ts = 735 K, найдем А ≈ 0,766. Но точно такое же значение альбедо Венерыопределяется и по эмпирическим данным (Маров, 1986).Теперь можно по выражению (10.10) рассчитать изменения показателя адиабатывлажной атмосферы α , а по уравнению (10.9) определить среднюю приземнуютемпературу Ts.
Кроме того, по выражению (10.14) можно оценить альбедо тропосферы А,после чего по уравнению (10.13) найти эффективную (радиационную) температуру Te, изначение парникового эффекта − по разности:∆T = Ts − Te .(10.15)В предыдущих наших работах по климатам Земли (Сорохтин, Ушаков, 1991, 1999)мы привязывались к существующим определениям палеотемператур архея, выполненнымпо изотопно-кислородным сдвигам в морских кремнях и карбонатах. Судя по такимопределениям, обычно предполагается, что высокая температура атмосферы возникла ужеоколо 3,4 млрд лет назад (Perry et al., 1978).
К середине архея относительная изотопнаяплотность кислорода δ18O в кремнях зеленокаменного пояса формации Онвервахт вЮжной Африке, опускалась до уровней около +18…+21‰ (при современных значениях+37…+28‰), что предполагает повышение температура океанических вод в серединеархея до +70 °С (Knauth, Lowe, 1978). По другим определениям в начале позднего археяоколо 3,2 млрд. лет назад температуры океанических вод уже достигала 90°С (Perry, Tan,1972), а по изотопному составу кремнистых сланцев из того же пояса Барбертон − до+70…+100 °С (Knauth, Lowe, 1978).
Причем такие высокие температуры на Землепредполагались несмотря на то, что тогда светимость Солнца была приблизительно на20−30% ниже современной (Bachall, 1982).301Однако до сих пор не ясно, в какой степени величины δ18O древних кремнейотражают их происхождение и температуру вод, в которых эти кремни сформировались(Шопф, 1982; Холленд, 1989).
Не исключено, что наблюдаемое закономерное снижениезначений δ18O в кремнях с возрастом связано не только с изменением температуры воды вокеанах, но и с другими причинами, например с не учитывавшимися ранее условиямидегазации воды из мантии, содержащей железо и его окись, а также с реакциямивзаимодействия воды с растворенными в ней соединениями двухвалентного железа.Так, Н.О.
Сорохтин (2001) обратил внимание, что при диссоциации воды нагорячем железе, происходившей в процессе зонной дифференциации земного вещества вархее (см. рис. 4.3), или при взаимодействии металлического железа с океанической водойв рифтовых зонах протерозоя происходило изотопное облегчение океанических вод.Действительно, в реакции “легкой” воды с железом поглощалось несколько большеэнергии (на единицу массы воды), чем при реакции “тяжелой” воды (∆Q ≈ 0,026 ккал/г).Но по принципу Ле Шателье такие обменные реакции идут преимущественно внаправлении выделения наибольшей энергии для экзотермических реакций или по линиипоглощения наименьшей энергии для эндотермических реакций.
Следовательно, приокислении горячего железа водой обменные реакции приводили к накоплению изотопа18О в окислах железа и к некоторому “облегчению” остающейся воды:(10.16)Fe + H216O + 0,261 ккал/г(Н2О) → Fe16O + H2,1818(10.16')Fe + H2 O + 0,235 ккал/г(Н2О) → Fe O + H2.После окисления железа должно было происходить значительно более энергичноефракционирование изотопов кислорода между водой и двухвалентной окисью железа пореакции “облегчения” изотопного состава водыH218O + Fe16O → H216O + Fe18O + 0,73 ккал/г(Н2О).(10.17)Обе эти реакции, вероятно, могли происходить еще в магматических очагах мантии иприводить к “облегчению” изотопного состава дегазируемой из мантии воды.Крометого,вбескислороднойсредераннегодокембрияводыокеанов были насыщены углекислым газом, а окислы железа, вероятнее всегорастворялись в воде в форме бикарбоната железа.
Но в этом случае должны былипроисходить и обменные реакции изотопов, также приводящие к “облегчению” воды свыделением энергии:H218O + Fe(НС16O3)2 → H216O + Fe(НС18O16O2)2 + 2,34 ккал/г(Н2О), (10.18)(10.19)H218O + C16O2 → H216O + C18O16O + 0,9 ккал/г(Н2О).Аналогичная обменная реакция происходила и при образовании кремней:(10.20)H218O + Si16O2 → H216O + Si18O16O + 1,59 ккал/г(Н2О).При этом сами кремни становились изотопно более тяжелыми. Однако на фонесущественно сниженного изотопного состава океанических вод в раннем докембрииизотопный состав древних кремней по сравнению с современными также оказываетсяболее легким, причем без всякого влияния на этот процесс температурных условий ихобразования.Иногда традиционная интерпретация изотопных отношений кислорода в морскихкремнях приводит даже к противоречивым результатам.
Например, значения δ18O враннепротерозойских кремнях опускаются до +20…+24‰ (Холленд, 1989), что потрадиционной интерпретации соответствует температурам около +65…+85 °С (см. рис.10.16), хотя хорошо известно, что именно в это время раннепротерозойские континенты,располагавшиеся скорее всего на экваторе, сковывал грандиозный ледниковый покровгуронского возраста (Чумаков, 1978) и, даже несмотря на высокое стояние континентов,средняя температура по Земле на уровне моря не должна была превышать +7…+8 °С.Все это свидетельствует о том, что изотопно-кислородные определенияпалеотемператур по докембрийским кремням вероятнее всего в корне не верны, посколькуони основаны на предположении постоянства изотопного состава океанической воды, а302это не так. Судя по реакциям изотопных обменов воды с растворенными в ней окисламижелеза (10.16) – (10.18), которых в докембрийских океанах было значительно больше, чемв более молодых океанах, вода в них была обеднена тяжелым изотопом кислорода 18О.
Ноэто приводило к изотопному облегчению как самой океанической воды, так инаходящихся в равновесии с ней кремней и карбонатов, что в дальнейшем неверноинтерпретировалось как признак горячего климата в архее и теплого или даже жаркогоклимата в протерозое. Бесспорный факт существования грандиозного Гуронскогооледенения в раннем протерозое полностью опровергает такую интерпретацию (рис.10.14).Рис. 10.14. Сводка данных по изменениям изотопного состава кислорода в морских кремнях разноговозраста (из монографии Х. Холленда, 1989): 1 – огибающая наибольших значений δ18O в кремнях инаименьших температур в докембрии; 2 – огибающая наименьших значений δ18O в кремнях и наибольшихтемператур в докембрии; 3 – значения температуры, определенные по теоретическому составу атмосферыЗемли и адиабатической теории парникового эффекта, приведенные на рис. 10.16 (на этом графикеположительная ось температур направлена сверху вниз); 4 – эпохи континентальных оледенений(раннепротерозойское оледенение – экваториальное, остальные – высокоширотные)Главным фактором, влиявшим на изменения изотопного состава воды в архейскихокеанах, по-видимому, являлось изотопное фракционирование ювенильных вод сокислами железа по реакциям (10.16) – (10.17), развивавшимися при дегазации воды еще вочагах расплава мантийного вещества под рифтовыми зонами Земли.
Но, как ужеотмечалось выше, концентрация железа и его соединений в мантийном веществе раннегодокембрия была существенно более высокой, чем сейчас (см. рис. 4.10), поэтому и сдвигиизотопных отношений кислорода тогда должны были быть более заметными. Этот подходпозволяет предполагать существование определенного геохимического равновесия междудегазируемой из мантии водой и мантийными породами.
Если это так, то изменениеотношения 18О/16О, связанное с удалением изотопа 18О из состава дегазируемой воды,происходило пропорционально суммарной концентрации железа и его окиси и обратнопропорционально концентрации воды в конвектирующей мантии. Тогда изотопный составдегазируемой из мантии воды, после ее фракционирования, оказывается равным (Н.Сорохтин, 2001) 18 O =16 O 16 O 18 O0,136 C (FeO) + 0,222 ⋅ C (Fe ) ⋅ 1 −⋅ q ⋅ α,C (H 2O )m (10.21)где (18О/16О)m = 2,0034 – отношение изотопов кислорода в мантии; С(FeO), C(Fe) и C(H2O)– относительные концентрации в конвектирующей мантии соответственно окиси железа,303железа и воды; q = 0,019 – коэффициент, учитывающий химическую активность реакций(10.16) – (10.17) (подбирается по экспериментальным данным); α =0,99944 – коэффициентразделения изотопов между мантийным и океаническим резервуарами воды (подбираетсяпо условию (δ18O)0 = 0, где (δ18Ο)0 – современное значение изотопного сдвига кислорода вокеанической воде); 0,136 и 0,222 – соответственно концентрации Fe и FeO в первичномвеществе Земли.
Результаты расчета по выражению (10.21) в сравнении с кривымиэволюционных изменений изотопного состава кремней и карбонатов приведены на рис.10.15.Рис. 10.15. Изотопно-кислородный состав известняков (δ18O относительно PDB) (Veizer, Hoefs, 1976) икремней (δ18O относительно SMOW) (Perry, Tan, 1972; Knauth, Epstein, 1976) как функция геологическоговозраста (обобщение Т. Шопфа, 1982); тонкой линией и темными точками показаны теоретические расчетыδ18O для океанической воды, определенные по выражению (10.21) (Н.
Сорохтин, 2001)Таким образом, из приведенного анализа изотопных отношений кислородаокеанических вод вытекает, что в древних океанах отношение 18О/16О действительно былоболее низким. Отсюда и меньшие значения этих отношений в морских кремнях икарбонатах раннего докембрия.Приведенные соображения показывают всю неточность выполненных преждеоценок температурных условий в раннем докембрии. Тем не менее весьма теплый климатв архее, по-видимому, все-таки существовал, даже несмотря на заметно меньшуюсветимость Солнца.
Об этом, в частности, свидетельствует полное отсутствиедостоверных следов архейских оледенений (Чумаков, 1978), несмотря даже на высокоестояние (до 6 км) в то время континентальных массивов, о чем говорят глубокиеэрозионные среды многих архейских щитов. В этой связи представляется интереснымоценить температуру в раннем докембрии независимым путем. Теория глобальнойэволюции Земли открывает такой путь.Поскольку светимость Солнца в архее была заметно меньшей, то единственнойпричиной повышения температуры на поверхности Земли в архее могла быть толькоплотная атмосфера, давление которой могло достигать нескольких бар (атм) и более. Извсех возможных газовых составляющих только углекислый газ мог создавать стольплотную атмосферу.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
