Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 3
Текст из файла (страница 3)
Но для протекания этой реакции необходимавода в жидкой фазе, так как только в этом случае гидратация силикатов сопровождаетсяпоглощением СО2 с образованием карбонатов:2CaAl2Si2O8 + 4H2O + 2CO2 → Al4[Si4O10](OH)8 + 2CaCO3 + 110,54 ккал/моль, (10.1)анортиткаолинкальцит4Mg2SiO4 + 4H2O + 2CO2 → Mg6[Si4O10](OH)8 +2MgCO3 + 72,34 ккал/моль.оливинсерпентин(10.2)магнезитПо этой причине существенное влияние на эволюцию парциального давления углекислогогаза в атмосфере оказала история развития океанов на Земле (см.
рис. 9.3).Как видно из типовых реакций (10.1) и (10.2), на каждые две молекулы СО2,связываемые в карбонатах, расходуются четыре молекулы воды на гидратацию породообразующих минералов океанической или континентальной коры. Отсюда следует, что приизбытке углекислого газа в атмосфере и гидросфере практически все реакции гидратациигорных пород будут сопровождаться связыванием СО2 в карбонатах, причем на единицумассы связанной в породах воды будет приходиться приблизительно 1,22 массыуглекислого газа. При недостатке СО2 гидратация части силикатов будет протекать безсвязывания углекислого газа, например, по реакциям типа (9.10).Суммарная масса воды, связанная в породах земной коры, нами была оцененавыше – это сумма кривых 3 и 4 на рис. 9.3, частично воспроизведенная и на рис.
10.3(кривая 4). Отсюда можно рассчитать и массу углекислого газа, который мог быть связанв карбонатах. Поскольку жизнь в океане лимитируется содержанием фосфора вокеанической воде, а растворимость фосфора сравнительно невелика (Шопф, 1982), то279можно предполагать, что абсолютная масса органических веществ в океанепропорциональна его массе. Поэтому массу органического углерода в пересчете на СО2 вархее и протерозое можно оценить, считая, что она в первом приближениипропорциональна массе воды в Мировом океане, изображенной на рис.
9.3 кривой 2.На рис. 10.3 приведено сравнение массы дегазированного из мантии углекислогогаза (кривая 1) с массой СО2, связанного в карбонатах (кривая 2), а также с суммарноймассой СО2 в карбонатном и биогенном резервуарах (кривая 3). Отдельно воспроизведенакривая накопления органического углерода в океанических осадках, пересчитанная намассу СО2 (кривая 5).Рис.
10.3. Масса углекислого газа связанная в земной коре: 1 – масса дегазированного из мантии СО2; 2 –накопление массы углекислого газа к карбонатном резервуаре земной коры; 3 – суммарная масса связанногоуглекислого газа (в карбонатном и биогенном резервуарах), в масштабе графиков кривые 1 и 3 в протерозоеи фанерозое сливаются воедино; 4 – масса связанной в земной коре воды; 5 – масса органического углеродав пересчете на СО2Как видно из рис. 10.3, в протерозое и фанерозое почти весь дегазированный измантии углекислый газ оказался связанным в карбонатном или биогенном (в форме Сорг)резервуарах, тогда как массу СО2, находящуюся в атмосфере и растворенную вгидросфере этих эпох, в масштабе приведенных на рисунке графиков показать не удается.Иная ситуация существовала в архее. Из-за малого количества воды в архейских океанахмасса связанного СО2 в то время была существенно меньшей, чем масса дегазированногоиз мантии углекислого газа.
Отсюда следует, что в архее заметная часть углекислого газадолжна была находиться в атмосфере и быть растворенной в водах океана.Помимо связанного в породах СО2 часть углекислого газа (в форме анионов НСО3–)всегда оказывается растворенной в водах океана. Учет этой части СО2 проведем пометодике, предложенной Н.О. Сорохтиным (2001). Для этого учтем, что растворимостьуглекислого газа в воде, согласно закону Генри, прямо пропорциональна егопарциальному давлению в атмосфере:C (CO 2 ) oк = K (CO 2 ) ⋅ p(CO 2 ) ,(10.3)где С(СО2)ок – концентрация углекислого газа в океанических водах; К(СО2) – константаГенри; р(СО2) – парциальное давление углекислого газа в атмосфере.
Но растворимостьгазов в воде экспоненциально зависит от ее температуры Т:−V ( CO 2 )⋅ p ( CO 2 )R⋅TK (CO 2 ) = K 0 ⋅ e,(10.4)где V(CO2) – парциальный мольный объем растворенного в воде СО2 в бесконечноразбавленном растворе; R = 1,987 кал/моль·град; К0 – нормировочный коэффициент.Эмпирическая зависимость показателя константы Генри от температуры приведена вСправочнике термодинамических величин (Наумов и др., 1971).280Для нахождения нормировочного коэффициента К0, предварительно надо найтиэффективное значение константы Генри для современного океана.
Учитывая, что всовременном океане растворено приблизительно 1,4·1020 г СО2, тогда как парциальноедавление этого газа в атмосфере составляет 0,46 мбар, по выражению (10.3) можнооценить эффективное значение коэффициента Генри для океана Кок ≈ 0,213. Учитывая,что средняя температура современной Земли равна 288 К (14,8 °С), находим значениенормировочного коэффициента в выражении (10.4) К0 = 0,803.Теперь легко найти и массу углекислого газа, растворенного в водах океана:δm(CO 2 ) = m(H 2 O) oк ⋅ K (CO 2 ) ⋅ p (CO 2 ) .(10.5)В позднем архее около 2,7 млрд лет назад масса растворенного в океане углекислого газа,судя по расчетам (разность кривых 1 и 3 на рис. 10.3), достигала 1023 г при массе воды вокеане того времени около 1,32·1023 г (см. кривую 2 на рис.
9.3). Отсюда видно, чтоконцентрация растворенного углекислого газа в океанических водах тогда достигала40%! Это означает, что при средней температуре океанов около 55 °С (см. ниже),океанические воды в позднем архее были горячими и кислыми, а следовательно, весьмаагрессивными растворителями многих веществ.На рис. 10.4 приведен рассчитанный Н.О. Сорохтиным (2001) график эволюциипарциального давления углекислого газа в атмосфере с учетом его частичногорастворения в океанических водах.
Подчеркнем, что условия для возникновенияуглекислотной атмосферы существовали только в архее. В протерозое и фанерозоеподавляющая часть углекислого газа оказалась связанной в карбонатах и органическомвеществе, а в атмосфере и гидросфере сохранилась лишь его малая часть, определяемаязаконом действующих масс реакций связывания СО2 в горных породах и биосфере.Рис. 10.4. Эволюция парциального давления углекислого газа в земной атмосфере (в протерозое и фанерозоепарциальное давление СО2 не превышало 1 мбар и в масштабе графика неразличимо)10.1.3. Накопление кислорода в земной атмосфереКоличественно оценить эволюцию содержания кислорода в земной атмосфере ещезначительно сложнее, поскольку оно сильно зависело от таких трудно учитываемыхфакторов, как характер и уровень метаболизма древних фотосинтезирующихмикроорганизмов, режимов поглощения О2 в окисножелезном и сульфатном резервуарахседиментосферы, условий застоя и стагнации или перемешивания вод древних океанов ит.д.
Поэтому общую картину возможных колебаний парциального давления кислорода вземной атмосфере с точки зрения рассматриваемой здесь концепции глобальнойэволюции Земли мы опишем только на качественном уровне.Начнем с оценки суммарной массы кислорода в геохимическом резервуареседиментосферы Земли, воспользовавшись для этого методикой, описанной в работе М.Шидловски (1980).
Кислород в атмосферу поступал в основном из двух источников: за281счет биогенного процесса восстановления углерода из углекислого газа и благодаряфотодиссоциации воды жестким излучением Солнца. Судя по оценкам А.Б. Ронова и А.А.Ярошевского (1978), в земной коре содержится около 1,95·1022 г Сорг, с которым когда-тобыло соединено приблизительно 5,2·1022 г О2. Весь этот кислород мог поступить ватмосферу, если бы он не связывался с железом и серой. По данным той же работы, сейчасв земной коре содержится 6,9·1023 г Fe2O3 и 2,83·1022 г SO3.
Освобождающийся кислородтратился на окисление железа от двухвалентного до трехвалентного состояния, поэтомунетрудно определить, что на эту реакцию кислорода ушло около 6,9·1022 г, а на окислениесульфатной серы – 1,7·1022 г.В современной атмосфере содержится около 1,2·1021 г кислорода, откуда общаямасса О2 в кислородном резервуаре земной коры и атмосферы равна приблизительно8,72·1022 г.
Но, как мы видели, за счет фотосинтеза микроорганизмов, водорослей и растений в тот же резервуар могло поступить только 5,2·1022 г О2. Разница 3,52·1022 гдолжна была поступить из других источников. В раннем докембрии еще было очень малокислорода, поэтому отсутствовал в атмосфере озоновый слой и жесткое излучение Солнцапроникало до земной поверхности, откуда видно, что таким источником могла бытьдиссоциация воды жестким излучением Солнца по известной реакции H2O + hν → O + H2.При этом водород улетучивался, а кислород уходил на окисление железа. Следовательно,в раннем докембрии за счет диссоциации воды в общий кислородный резервуар должнобыло поступить около 3,52·1022 г О2.Часть этого кислорода, правда, могла освобождаться не только за счет прямойфотодиссоциации воды жестким излучением Солнца, но и за счет ее биохимическогорасщепления автотрофными организмами в процессе анаэробного метаболизма брожения.Разделить эффект этих двух механизмов пока не удается, но нам представляется, что враннем докембрии, когда еще не существовало защитного озонового слоя в земнойстратосфере, явно доминировала фотодиссоциация воды над ее биологическимрасщеплением.К сожалению, мы не знаем работ, по которым можно было бы уверенно определитьмощность процесса фотодиссоциации паров воды жестким излучением Солнца.
Сейчасэтот механизм освобождения кислорода, по-видимому, работает не очень активно, поскольку современный озоновый слой в верхах атмосферы достаточно эффективнозащищает Землю от жесткого излучения Солнца. Так, по оценкам Дж. Уокера (Walker,1974, 1977), сейчас только 10–6 часть О2 в атмосфере генерируется за счет фотодиссоциации паров воды, остальное – результат фотосинтеза растений и водорослей. При общемнизком содержании кислорода в атмосфере раннего докембрия и отсутствия озоновогослоя такая генерация могла играть более существенную роль, хотя и в этом случае за счетсильной отрицательной обратной связи процесс неорганического освобождениякислорода резко сокращается, когда давление О2 в атмосфере достигает 10–3 отсовременного уровня.В раннем докембрии (до 2,0 млрд лет назад) парциальное давление кислорода былоочень низким, поэтому можно ожидать, что процесс фотодиссоциации воды заметнодействовал только в архее и раннем протерозое. Принимая, что скорость развития этогопроцесса была пропорциональна суммарной площади океанов, удается определить какзависимость массы фотодиссоциированного кислорода от времени, так и скоростьнакопления этого кислорода в седиментосфере Земли.Для расчета массы кислорода, освобождавшегося в результате жизнедеятельностимикроорганизмов и водорослей, следует учитывать, что объемы фитопланктона в океане восновном лимитируются содержанием фосфора, растворимость которого в океаническихводах весьма ограниченная.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
