Учебно-методический комплекс дисциплины «Климатология и метрология» для специальности 5М060800 «Экология» учебно-методические материалы

3. Эволюция атмосферы

Мы привыкли считать атмосферу неизменной, между тем она имеет свою историю, ее химический состав и масса изменялись со временем. И действительно, было бы странно, если бы она не изменялась за все время существования Земли, а ее масса и состав не реагировали на сложную цепь событий, которые оставили свой след в земной коре.

Изучение истории атмосферы – задача трудная, но небезнадежная. Возникновение жизни на Земле, непрерывное существование животных в течение, по крайней мере, последних 600 млн. лет, следы взаимодействия атмосферы с породами земной коры в древних осадочных отложениях, состав вулканических газов, эмиссия которых происходила в течение всех геологических эпох – все это позволяет проследить за эволюцией химического состава атмосферы.

После завершения своего формирования Земля представляла собой не расплавленное, как считалось ранее, а твердое, относительно холодное тело. Об этом говорит то, что Земля исключительно бедна, т.ч. благородными газами: He, Ne, Kr, Xe. Их содержание в атмосфере Земли в 10⁶-10¹⁴ раз меньше, чем в космосе. Другие элементы также имеются в незначительном количестве: водорода в 10^6,6; азота в 10^5,9; углерода в 10⁴ раз меньше. А ведь Земля обладает массой, которая в состоянии удержать при температуре экзосферы (2000 К) любой из инертных газов (кроме He). Будь планета расплавленной, она бы потеряла вместе с инертными элементами и другие летучие вещества (О₂, СО₂ и др.).

Благодаря таким ученым, как А.П. Виноградов и Г. Юри в настоящее время имеется логичная и четкая схема образования атмосферы на Земле. Согласно таким представлениям, атмосфера и гидросфера образовались вследствие дегазации лав, выплавившихся из верхней мантии (астеносферы) Земли при вулканических процессах, которые развились уже в первые 0,5–1 млрд. лет существования Земли в результате разогревания ее недр при гравитационном сжатии и за счет распада радиоактивных изотопов.

Интенсивность современных вулканических процессов на Земле, по расчетам Мархинина (1967), вполне достаточна для образования, за время существования Земли всей ее коры, гидросферы и атмосферы.

Газы, выделяющиеся из современных вулканов, содержат преимущественно водяной пар. Так вулканические газы на Гавайских островах содержат 79,3% Н₂О, 11,6% СО₂, 6,5% SO, 1,3%N₂, 0,6 % Н₂, 0,4% СО, 0,05% Cl₂, 0,04% Аu. В вулканических газах встречаются СН₂, NH₃ и другие компоненты.

Проводившиеся измерения показали, что при температуре 800–1000ºС из лав отгоняются, кроме водяного пара, преимущественно «кислые дымы» – HCl и HF, при температуре 500ºС – сера и ее соединения H₂S, SO₂ и др., при более низких температурах – борная кислота и соли аммония.

Большой интерес представляют результаты химического анализа содержимого газовых пузырьков в древнейших (видимо катархейских) кварцитах Курумканской свиты Алданского щита (возраст около 4 млрд. лет). В этих пузырьках полностью отсутствует свободный О₂, около 60% составляет СО₂, около 35% – H₂S, SO₂, NH₃, HF, HCl; в небольших количествах – присутствует N₂ и инертные газы.

Таким образом, при дегазации лав на поверхность земли поступали пары Н₂О, соединения углерода (СО₂, СО, СН₄), NH₄, S, H₂S, SO₂, галоидные кислоты (HCl, HF, HBr, HI), борная кислота, Н₂ и другие газы. Эта первичная атмосфера была чрезвычайно тонкая, поэтому ее температура была близка к температуре лучистого равновесия. Эта температура получается путем приравнивания потока поглощаемого поверхностью солнечного тепла и уходящего излучения поверхности Земли, которое пропорционально четвертой степени температуры этой поверхности. По расчетам, в то время температура атмосферы равнялась примерно +5ºС, но могла быть несколько выше (присутствие NH₃ создавало парниковый эффект). Таким образом, большая часть водяного пара вулканических газов должна была конденсироваться, превращаясь в воду и образуя гидросферу.

В первичный океан переходили, растворяясь в Н₂О, и другие составные части вулканических газов (СО₂, HCl, HF, S и ее соединения, часть NH₃). В результате первичная атмосфера, содержавшая в равновесии с океаном главным образом водяной пари небольшие количества СО₂, СО, NH₃, СН₄, H₂S,кислых дымов и инертных газов, оставалась тонкой. Следовательно, и температурные условия не испытывали слишком больших изменений и оставались в среднем в пределах существования жидкой воды. Это и определило одну из специфических особенностей Земли, отличающую ее от других планет Солнечной системы: постоянное наличие на ней гидросферы, что в свою очередь наложило отпечаток на дальнейшую эволюцию атмосферы.

Об отсутствии в древней атмосфере свободного кислорода говорит высокое значение отношения FeO к Fe₂O₃ (закисного железа к окисному) в древних изверженных (а затем метаморфизированных), а также осадочных пород, особенно в глинах. Так, в архее и катархее встречаются железные руды, главной составляющей в которых является магнетит FeO*Fe₂O₃. в архее часто присутствуют осадочные железномарганцевые руды, что также свидетельствует о недостатке кислорода (при наличии О₂ железо теряет подвижность). Аналогичные свидетельства дает наличие в нежнепротерозойских золото-ураноносных месторождениях уранинита, а так же низкие темпы выветривания древних пород.

Как образовался свободный кислород в атмосфере?

Наличие свободного кислорода на Земле можно считать некоторой аномалией. Породы, расположенные на несколько десятков сантиметров ниже земной поверхности, не находятся в равновесии со свободным кислородом и при вступлении в контакт окисляются (образование красных минералов – гидратированных окислов Fe³⁺).

Происхождение кислорода земной атмосферы было предметом споров в течение многих лет. Согласно одной из двух наиболее распространенных теорий, атмосферный кислород производился в течение всего геологического времени за счет непрерывного процесса фотосинтеза:

6СО₂ + 6Н₂О = С₆Н₁₂О₆ + 6О₂↑

Эта реакция идет и в обратном направлении.

Почти весь произведенный при фотосинтезе кислород за определенное время расходуется на окисление биомассы, при чем наибольший остаток неизрасходованного кислорода может привести к образованию большого количества свободного кислорода в атмосфере.

Вторая теория предлагает альтернативный путь образование свободного кислорода. Ультрафиолетовое излучение Солнца разрушает молекулы воды в верхней атмосфере. Большинство из них снова рекомбинирует, но каждый образованный при фотодиссоциации атом водорода имеет большую вероятность диссипировать (улетучиться) из земной атмосферы прежде, чем он рекомбинирует. Атомы кислорода диссипируют во много раз медленнее атомов водорода, т.к. они в 16 раз тяжелее. Таким образом, фотодиссоциация воды, сопровождающаяся диссипацией водорода, является правдоподобным механизмом генерации свободного кислорода в атмосфере. Но, по расчетам Беркнера и Маршала, такое образование свободного кислорода должно быть весьма ограниченным, т.к. кислород сам поглощает излучение, расщепляющее молекулы Н₂О. При равновесии между этими двумя процессами содержание кислорода в атмосфере не могло превышать 0,001 современного уровня. На самом деле оно было намного меньше, т.к. равновесие никогда не достигалось: кислород шел на окисление газов в атмосфере (СО, H₂S, NH₃, СН₄).

Из-за недостатка свободного кислорода в атмосфере, по-видимому, отсутствовал озон, и тонкая первичная атмосфера пропускало жесткое излучение Солнца до поверхности суши и океана.

Под действием этого излучения, способного ускорять образование сложных молекул, в океане еще в катархее образовался ряд сложных органических веществ до амонокислот включительно. В архейских породах (3,1–3,4 млрд. лет) уже обнаруживаются следы жизни: микроскопические одноклеточные сине-зеленые, способные к фотосинтезу. Такая деятельность фотосинтезирующих сине-зеленых, бактерий, водорослей, а затем и сухопутных растений привела в конце концов к образованию на Земле кислородсодержащей атмосферы – этого геохимического чуда, не имеющего аналогов на других планетах Солнечной системы.

Первые количества кислорода, вырабатывавшиеся водорослями при фотосинтезе уже с начала архея, затрачивались на окисление атмосферных газов, а затем и пород земной коры. Одним из наиболее важных свидетельств перехода от восстановительных к окислительным условиям в атмосфере является изменение поведения железа в морской воде: окисление FeO до Fe₂O₃ резко понизило подвижность Fe и привело к массовому выпадению из водной взвеси гидратов Fe₂O₃ в комплексе с SiO₂×nH₂O и органикой в осадки (джеспилиты Кривого Рога и КМА и др.).

По данным Фолинсби (1971), заметные количества свободного кислорода появились около 2,2 млрд. лет тому назад. В породах среднего протерозоя (1,7 млрд. лет тому назад) биогенные известняки (остатки жизнедеятельности водорослей) встречаются все чаще и чаще. Очевидно, что продуцирование свободного О₂ нарастало. По расчетам Беркнера и Маршала, содержание свободного кислорода в атмосфере в 0,001 долю современного уровня (точка Юри) было достигнуто в среднем рифее (1,2 млрд. лет). Наличие свободного кислорода дало возможность для следующего крупного шага в эволюции жизни – появления организмов, потребляющих кислород, – животных. Несомненное становление многоклеточных морских животных дотируется началом верхнего рифея (1 млрд. лет). В венде (600 млн. лет) обнаружено не менее 20 родов животных.

С биологической точки зрения критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является точка Пастера (0,01 от современного количества), при которой организмы переходят от использования энергии ферментативного брожения к энергетически более эффективному окислению при дыхании. Эта точка была достигнута около 600 млн. лет тому назад. Это привело к настоящему биологическому взрыву в начале фанерозоя.

Растения начали проникать на сушу, чему препятствовало отсутствие озонового экрана. Он, по мнению Беркнера и Маршала, появился 400 млн. лет назад, когда содержание кислорода достигло 10% от современного. После этого современный уровень был достигнут очень быстро – за несколько десятков миллионов лет. В настоящее время годовая продукция кислорода на Земле (и на море, и на суше) имеет порядок 100–150 млрд. т.

В истории земной атмосферы можно выделить 3 стадии (таблица 2, рисунок 9).

На первой стадии атмосфера выла восстановительной. Вулканические газы, по-видимому, привели к образованию атмосферы, состоящей из метана с небольшими добавками Н₂, N₂ и NH₃. На второй стадии основной составляющей был азот, а СО₂ и Аr являлись наиболее важными примесями. Третья стадия началась около 1,8 млрд. лет тому назад, когда скорость образования О₂ при фотосинтезе стала высокой и О₂ перестала быть малой примесью. С начала 3 стадии парциальное давление О₂ стало увеличиваться и достигло современного значения. Возможно, этот переход не был монотонным, т.е. имели место колебания массы атмосферного О₂. В течение этого времени парциальное давление N₂, Ne, Ar, Kr, Xe увеличилось, а парциальное давление Не и СО₂ оставалось приблизительно постоянным.