Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 5
Текст из файла (страница 5)
раздел 4.5).После этого момента дальнейшее накопление кислорода в земной атмосфере должно былопроисходить очень быстро. Действительно, как мы уже отмечали, скорость биогенного285выделения кислорода в докембрии и раннем палеозое вероятнее всего былапропорциональна массе воды в океане и, следовательно, в конце протерозоя уже малоотличалась от современной скорости поставки этого газа из океана. При современномуровне продуцирования кислорода (около 3,2·1017 г/год) весь его объем в атмосфереобновляется всего за 3800 лет (Шопф, 1982). Принимая теперь, что сейчас около 80%ежегодной продукции кислорода поставляется наземными растениями (Walker, 1974),можно оценить, что после прекращения функционирования мощнейшего процессасвязывания кислорода в окислах железа океанических осадков в самом конце протерозояобновление кислородного запаса в атмосфере уже могло происходить за 20–25 тыс. лет, т.е.
за ничтожно малое время по сравнению с длительностью геологических процессов.Этот же подход позволяет оценить содержание кислорода в атмосфере раннего палеозоядо появления наземной растительности в середине девона: концентрация кислорода тогда,вероятно, составляла 20% от современного уровня, а парциальное давление достигало0,04–0,05 атм. В середине мезозоя, после появления и широкого распространенияцветковых растений, содержание и давление кислорода в атмосфере уже приблизились кего современному уровню (около 0,23 атм).По-видимому, в природе существует очень чувствительный механизмрегулирования парциального давления кислорода в земной атмосфере фанерозоя.Осуществляется такое регулирование за счет установления динамического равновесиямежду двумя процессами.
С одной стороны, это конечная мощность биологических механизмов генерации кислорода (зависящая от содержания углекислого газа и фосфора ватмосфере, океанической воде и почвах), а с другой – это процессы поглощениякислорода (определяемые его парциальным давлением в атмосфере)благодаряразложению в осадках органического углерода и его повторного окисления доуглекислого газа.
По этой причине можно ожидать, что установившийся сейчасравновесный уровень содержания кислорода в современной атмосфере (20,95% по объемуили 0,232 бар по давлению) сохранится надолго и в будущем до полного окислениядвухвалентного железа в мантии еще приблизительно через 600 млн лет. Это будетсвязано с тем, что на последнем этапе тектонического развития Земли после полногоокисления мантийного железа до стехиометрии устойчивого при больших давленияхмагнетита должно начаться выделение глубинного кислорода, освобождающегося впроцессе дифференциации земного вещества за счет бародиффузионного распада окисловжелеза, по реакциям 2Fe3O4 → 3Fe·FeO + 5O (см.
раздел 4.5). Судя по расчетам, этодолжно произойти еще через 600 млн лет, причем таким путем освободится в мантииоколо 2,6·1025 г кислорода. Но поскольку к тому времени все мантийное железо уже будетпредельно окислено до устойчивой при повышенных давлениях магнетитовой фазы, тотакой кислород останется свободным и сможет выделяться из мантии в атмосферу.После предельного окисления всех элементов на Земле парциальное давлениекислорода в земной атмосфере после 600 млн лет начнет существенно повышаться и через1 млрд лет уже достигнет 2,6 атм, а к моменту прекращения тектонической активностиЗемли (и ее дегазации), примерно через 1,6 млрд лет приблизится к 43 атм (см. рис.
10.5).Столь значительное повышение содержания кислорода в земной атмосфере далекогобудущего, безусловно, должно трагическим образом сказаться на всей наземной жизни –она просто сгорит в такой атмосфере. Жизнь тогда сможет сохраниться временно, тольков океанах (до их полного выкипания в далеком будущем).10.2. Эволюция химического состава и давления земной атмосферыОпределив отдельно основные закономерности накопления в атмосфере главныхсоставляющих, легко рассчитать суммарную картину эволюции состава земнойатмосферы и ее давление. Следует добавить еще накопление в атмосфере радиогенногоаргона 40Ar, содержание которого в современной атмосфере достигает 1,28% по массе(суммарная масса аргона на 99,6% состоит из изотопа 40Ar). Источником изотопа 40Ar, как286известно, является радиоактивный изотоп калия 40К, большая часть которого (около 89%)путем β-распада превращается в изотоп 40Са, тогда как остальная часть (11%) путемэлектронного захвата переходит в аргон 40Ar.
Калий является типичным литофильнымэлементом и накапливается в континентальной коре пропорционально ее росту (см. раздел6.8). Во время перехода калия в континентальную кору из океанической коры (см. рис.6.20) происходит плавление корового материала, при этом накопившийся в калиевыхминералах аргон освобождается и, как летучий элемент, большей частью поступает ватмосферу. Поэтому накопление аргона в атмосфере в первом приближении должно бытьпропорционально росту континентальной коры (см.
рис. 6.23). Суммарная картинаизменения состава и давления атмосферы Земли изображена на рис. 10.6 (в связи смалыми значениями парциального давления аргона его концентрация на рисунке отдельноне показана, но включена в кривую давления азота).Как видно из графиков, в катархее, около 4,6–4 млрд лет назад, атмосфера Землибыла менее плотной, чем сейчас и состояла в основном из азота (0,67 атм), лишь снебольшими примесями благородных газов (~2·10–5 атм).
В архее началось сравнительнобыстрое нарастание давления углекислого газа, и атмосфера в основном сталауглекислотной с подчиненным содержанием азота. В пике развития архейской атмосферыпарциальное давление углекислого газа превышало 5 атм при парциальном давлении азотаоколо 1 атм, поэтому суммарное давление атмосферы тогда (около 2,7 млрд лет назад)превышало 6 атм.Помимо углекислого газа в атмосфере раннего архея должен был накапливатьсяметан, образующийся при окислении железа водой в присутствии углекислого газа(10.6)4Fe + 2H2O + CO2 → 4FeO + CH4 + 41,8 ккал/моль.Наиболее интенсивно этот процесс должен был развиваться на самых ранних этапахдегазации Земли в начале архея, когда бóльшая часть поверхности Земли еще быласложена первозданным реголитом, содержавшим до 13 % металлического железа.
Всоставе атмосферы того времени метан мог даже превалировать над СО2. Кроме того, вархее в небольших количествах генерировалась и окись углерода, возникающая привзаимодействии углекислого газа с горячим железом(10.6')Fe + CO2 + 4,05 ккал/ моль → FeO + CO.Отсюда видно, что атмосфера в начале раннего архея, была существенновосстановительной и азотно-углекислотно-метановой по составу. В дальнейшем,приблизительно через 100 млн лет, после полной гидратации первозданного реголита,восстановительный потенциал архейской атмосферы должен был резко снизитьсяблагодаря фотодиссоциации метана солнечным излучением и образования формальдегидаСН4 + СО2 + hν → 2HCOH.В результате архейская атмосфера стала углекислотно-азотной лишь с небольшимидобавками метана и равновесным содержанием влаги.Рис.
10.6. Эволюция состава и давления земной атмосферы287В протерозое после выделения земного ядра и резкого снижения тектоническойактивности Земли в океанической коре возник серпентинитовый слой (см. рис. 9.2) ирезко активизировались процессы связывания углекислого газа в карбонатах по реакциямтипа (10.1) и (10.2). В результате довольно быстро (в течение примерно 100 млн лет) изатмосферы оказался выведенным практически весь углекислый газ и земная атмосферастала азотной с общим давлением около 1 атм. Наконец, после полного исчезновениясвободного (металлического) железа из мантии в конце протерозоя (см. раздел 4.5, рис.4.10) в атмосфере фанерозоя стал постепенно накапливаться кислород, и она принялапривычный азотно-кислородный состав, а ее давление поднялось до 1 бара. В фанерозоемаксимального давления атмосфера, по-видимому, достигала в середине мезозоя, когдаскорость генерации кислорода стала максимальной в связи с широким распространениемтогда по Земле цветковых растений.В будущем общее давление земной атмосферы продолжит постепенное снижениеза счет связывания микроорганизмами азота в почвах континентов.
Процесс этотпродолжится до тех пор, пока в будущем, приблизительно через 600 млн лет, не начнетсядегазация из мантии эндогенного кислорода, освобождающегося при образовании“ядерного” вещества Fe·FeO по реакции (4.6) из предельно окисленных к тому времениокислов железа в мантии. После этого давление кислорода в атмосфере Земли начнетстремительно возрастать вплоть до 40 атм и выше. Но произойдет это, на наше счастье,еще очень не скоро.10.3. Адиабатическая теория парникового эффектаСчитается, что атмосфера слабо поглощает солнечную коротковолновуюрадиацию, которая в большей части достигает земной поверхности, но задерживаетдлинноволновое (тепловое) излучение этой поверхности, тем самым значительноуменьшая теплоотдачу Земли в космическое пространство.
Это принимается за главнуюпричину повышения температуры атмосферного воздуха, и чем выше концентрация ввоздухе так называемых “парниковых газов”, поглощающих инфракрасное (тепловое)излучение, тем большим оказывается прогрев атмосферы. Идея о разогреве земнойатмосферы парниковыми газами впервые была высказана в конце прошлого столетияизвестным шведским ученым С. Аррениусом и с тех пор принимается на верупрактически без проверки.Обычно главным методом решения таких задач о парниковом эффекте являетсямоделирование процесса прогрева атмосферы по многочисленным, но не оченьустойчивым условиям энергетического баланса земной атмосферы.
Существующиенеопределенности в оценках тех или иных параметров принятой модели, а ихнасчитывается не менее 30, фактически делают решение самой задачи некорректным. Поэтой причине рассмотрение природы парникового эффекта мы решили провести снаиболее общих позиций, используя синергетический подход. При таком подходе можнопользоваться только наиболее значимыми и достоверно установленными параметрамисреды и определяющими характеристиками управляющего процесса.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
