Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 2
Текст из файла (страница 2)
Поэтому жизнедеятельность организмов задлительное время развития земной жизни могла существенно снизить парциальноедавление азота в земной атмосфере, тем самым меняя климаты Земли. Рассчитываяэффект поглощения азота, надо учитывать, что органический азот (Nорг) океаническихосадков вместе с осадками через зоны скучиванья океанической коры в архее или череззоны поддвига плит в протерозое и фанерозое постоянно выводился из акваторий океанов.После этого он частично включался в гранит-метаморфические породы континентальнойкоры или уходил в мантию, но частично вновь дегазировался и снова поступал ватмосферу.Помимо биогенного процесса связывания атмосферного азота, по-видимому,существует достаточно эффективный абиогенный механизм этой же направленности. Так,по расчетам Я. Юнга и М.
МакЕлроя (Yung, McElroy, 1979), фиксация азота в почвахможет происходить во время гроз благодаря образованию при электрических разрядах вовлажном воздухе азотной и азотистой кислот.Оценить количество выведенного из атмосферы азота сложно, но возможно.Содержание азота в осадочных породах обычно прямо коррелируется с концентрациейзахороненного в них органического углерода. Поэтому оценить количество захороненногов океанических осадках азота, по-видимому, можно по данным о массе погребенного вних органического углерода Сорг. Для этого следует только определить коэффициентпропорциональности между Nорг и Сорг.
В донных осадках открытого океана Сорг : Nорг :Рорг приблизительно равно 106 : 20 : 0,91 (Лисицын, Виноградов, 1982), но при этом до80% азота быстро уходит из органического вещества, поэтому отношение Сорг : Nорг восадках может повышаться до 1 : 0,04. По данным Г.
Фора (1989), это отношение восадках приблизительно равно 1 : 0,05. Примем, по данным А.Б. Ронова и А.А.Ярошевского (1978, 1993), что в осадках океанов (пелагиаль плюс шельфы)законсервировано около (2,7–2,86)⋅1021 г Сорг, а в осадках континентов – около (9,2–8,09)⋅1021 г Сорг. В след за Г. Фором мы приняли значения отношений Сорг : Nорг близкимик 20:1, тогда содержание Nорг в осадках океанического дна и шельфах примерно равно1,36⋅1020 г, а в континентальных осадках – 5,0⋅1020г.В первом приближении будем считать, что развитие жизни в океанеограничивается содержанием в океанических водах растворенного фосфора, а егоконцентрация с течением времени менялась незначительно (Шопф, 1982).
Отсюдаследует, что биомасса океана всегда оставалась приблизительно пропорциональной массеводы в самом океане. Эволюция массы воды в Мировом океане была рассмотрена в гл. 9(см. рис. 9.3, кривая 2). Учитывая сделанное предположение о пропорциональностибиомассы в океанах – массе самих океанических вод, можно приближенно учестьудаление Nорг вместе с океаническими осадками через зоны скучивания и субдукциилитосферных плит за время геологического развития Земли.276Соответствующие расчеты (Сорохтин, Ушаков, 1998) показали, что за времягеологического развития Земли (т.е.
за последние 3,8–4 млрд лет) благодарярассматриваемому процессу из атмосферы Земли было удалено около 19,2⋅1020 г азота. Кэтому количеству азота надо добавить еще массу Nорг ≈ 5,0⋅1020 г, законсервированного восадках 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 газота, что эквивалентно снижению давления атмосферы уже на 474 мбар (для сравнения,парциальное давление азота в современной атмосфере 765 мбар).Рассмотрим два крайних случая. Сначала предположим, что дегазация азота измантии не происходила вовсе, тогда можно определить начальное эффективное давлениеатмосферы Земли в катархее (т.е.
на интервале 4,6–4,0 млрд лет). Оно оказываетсяприблизительно равным 1,23 бар (1,21 атм).Во втором случае будем считать, как это делалось в работе (Сорохтин, Ушаков,1991), что почти весь азот атмосферы был дегазирован из мантии за последние 4 млрд лет.Расчет процесса дегазации азота из мантии проводился по выражениям (9.1) и (9.2) сучетом того, что в настоящее время в атмосфере содержится 3,87·1021 г азота, в горныхпородах и осадках его содержание достигает 3,42·1020 г, а в мантии азота приблизительно4,07·1021 г (Сорохтин, Ушаков, 1998). Показатель подвижности азота не должен былменяться со временем и приблизительно равнялся χ(N2) ≈ 0,934.
После расчетанакопления азота во внешних геосферах Земли в полученные результаты вносилисьпоправки за поглощение этого газа в органическом веществе и его захоронения в горныхпородах и осадках. Оставшаяся часть характеризовала эволюцию массы азота в земнойатмосфере при условии его полной дегазации из мантии.Для обоих вариантов затем были рассчитаны кривые эволюции парциальногодавления азота в земной атмосфере (рис. 10.1, кривые 1 и 3). Реальной картине измененияэтого давления тогда должна была бы соответствовать некоторая промежуточнаякривая, определить положение которой можно, только привлекая дополнительнуюинформацию по климатам Земли, существовавшим в прошлые геологические эпохи.Такой реперной точкой, например, может служить информация о развитии наиболееграндиозного оледенения континентов в раннем протерозое, около 2,5–2,3 млрд лет назад.Как было показано в гл.
8, континентальные массивы тогда располагались в низкихширотах (см. рис. 8.2), но одновременно с этим и высоко стояли над уровнем океана (сосредними высотами около 4−3 км). Поэтому возникновение такого оледенения моглопроизойти только в том случае, если средняя температура земной поверхности на уровнеморя тогда не превышала +6…+7 °С, т.е. приблизительно равнялась 280 К.Ниже будет показано, что в раннем протерозое атмосфера практически состоялатолько из азота с небольшой добавкой аргона, тогда как парциальные давления кислородаи углекислого газа не превышали соответственно 10–6 и 10–2 атм, а солнечная постояннаяравнялась S = 1,14⋅106 эрг/см2⋅с.
Принимая для той холодной эпохи Ts ≈ 280 К ≈ 7 °С, мыпо адиабатической теории парникового эффекта, изложенной ниже, нашли, что давлениеазотной атмосферы в это время приблизительно равнялось p N 2 = 1,09 атм, тогда как погипотезе первичности азотной атмосферы в это время должно было бы быть p N 2 ≈ 1,19атм, а по гипотезе полностью дегазированного из мантии азота p N 2 ≈ 0,99 атм.
Отсюдавидно, что азот современной атмосферы приблизительно на 54% состоит из реликтовогогаза и только на 46% дегазирован из мантии, а наиболее вероятная закономерностьэволюции давления азота в земной атмосфере изображена на рис. 10.1, кривая 2.277Рис. 10.1. Эволюция парциального давления азота в земной атмосфере: 1 − по гипотезе первичности азотнойатмосферы; 2 − принятый вариант; 3 − по гипотезе дегазации азотной атмосферы из мантии10.1.2. Дегазация углекислого газаВ отличие от воды теплота образования углекислого газа 94,05 ккал/мользначительно выше, чем у окиси железа 63,05 ккал/моль. Поэтому показатель подвижностиуглекислого газа χ(CO2), как и у азота, не должен зависеть от механизмовдифференциации земного вещества (зонной сепарации железа или бародиффузионногомеханизма выделения вещества земного ядра). Это существенно облегчает задачуопределения закона дегазации СО2 из мантии, так как заранее предопределяетпостоянство показателя подвижности углекислого газа и пропорциональность скоростиего дегазации тектонической активности Земли (см.
рис. 5.16, кривая 1).В качестве одного из граничных условий примем, по А.Б. Ронову и А.А.Ярошевскому (1978), что в карбонатах земной коры связано около 3,91·1023 г СО2, крометого, в коре содержится еще около 1,95·1022 г органического углерода (Сорг). С этимколичеством Сорг до его восстановления биологическими процессами было связано5,2·1022 г кислорода. Следовательно, общая масса дегазированного из мантии СО2составляет m(СО2) ≈ (3,91 + 0,72)·1023 = 4,63·1023 г.Значительно сложнее определить содержание углерода (или СО2) в мантии Земли.По имеющимся экспериментальным данным, в высокотемпературных фракциях отгонкилетучих компонентов в кислородной атмосфере из закалочных стекол толеитовых базальтов океанических рифтовых зон обычно содержится от 20 до 170 г/т углеродамантийного происхождения с изотопными сдвигами около –5‰ (Watanabe et а1., 1983;Sakal et al., 1984; Exiey et а1., 1986).
К сожалению значительный разброс эмпирическихопределений не позволяет уверенно оценить среднее содержание углерода и СО2 вмантии. Однако следует учитывать, что часть мантийного углерода находится ватомарном состоянии, рассеяна по кристаллическим решеткам силикатов (Watanabe et а1.,1983) и поэтому не является летучим компонентом базальтовых расплавов.Следовательно, содержание углерода в газовой фазе СО2 базальтовых выплавок можетоказаться заметно меньшим приведенных здесь значений суммарных концентрацийуглерода.
Для определенности примем содержание подвижного углерода в мантии около30 г/т, или в пересчете на углекислый газ 110 г/т (1,1·10–4). В этом случае в мантиисодержится около m(СО2) ≈ 4,48·1023 г СО2.Теперь можно оценить суммарную массу СО2 в Земле (с пересчетом Сорг в CO2),что составит m(СО2) ≈ 9,11·1023 г. В этом случае по уравнению (9.2) находим χ(CO2) ≈0,71. По уравнениям (9.1) и (9.2) легко построить кривые скорости дегазации углекислого278газа из мантии (рис. 10.2) и накопления СО2 во внешних геосферах Земли – в атмосфере,гидросфере и земной коре (рис.
10.3).Обращает на себя внимание резкое отличие кривой дегазации углекислого газа отдегазации воды (см. рис. 9.4). Это связано с меньшей теплотой образования воды и еедиссоциацией на металлическом железе в процессе зонной дифференциации земноговещества в архее (см. раздел 9.1). Пик скорости дегазации СО2 приходится на времямаксимальной тектонической активности Земли, около 2,7 млрд лет назад, тогда как смаксимальной скоростью дегазация воды происходила около 2,5 млрд лет назад, т.е.только после образования у Земли плотного ядра и перехода процесса дифференциацииземного вещества от механизма зонной плавки к более спокойному бародиффузионномумеханизму дифференциации мантийного вещества.Рис. 10.2.
Скорость дегазации углекислого газа из мантииЕсли бы весь дегазированный углекислый газ сохранялся в атмосфере, то егопарциальное давление сейчас достигало бы 90–100 атм, т.е. было бы таким же, как и наВенере. К счастью для жизни на Земле, одновременно с поступлением СО2 в атмосферупроисходило его связывание в карбонатах.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
