Эволюция атмосферы земли


 

 

Как известно, наша планета окружена газовой оболочкой — атмосферой. Атмосфера Земли представляет собой смесь нескольких газов. Главенствующую роль среди них играют азот, кислород и аргон. На долю азота приходится около 3/4 объема всей атмосферы, кислород составляет приблизительно 1/5, аргон — около 1/100. Подчиненное значение в составе воздуха имеют углекислый газ и пары воды. Есть в атмосфере и другие газы, но они содержатся в ничтожных количествах.

Состав атмосферы

Газ Химическая 
формула
Содержание 
в атмосфере, %
Азот Ns 78,09
Кислород Оа 20,95
Аргон Аr 0,93
Углекислый газ СО2 0,03
Пары воды Н2О До 4
Водород Н2 0,001
Гелий Не 0,0005
Озон Оз 0,000 007

Газовый состав атмосферы, на первый взгляд, кажется постоянным. Но он не всегда был таким, как сейчас. С помощью различных методов исследования достоверно установлено, что на протяжении истории Земли соотношение газов, входящих в состав воздуха, сильно изменялось.

В современной атмосфере первое место занимает азот, на втором месте стоит кислород, на третьем — аргон, на четвертом — углекислый газ. Но если бы мы могли переместись на миллионы и миллиарды лет назад, перед нами предстала бы совершенно иная картина. В прошлые геологические периоды атмосфера содержала в сотни раз больше углекислого газа, чем ныне. Зато кислорода было мало. И чем дальше в глубь истории Земли, тем больше углекислого газа было в составе воздуха.

Правда, есть предположения, что первичная атмосфера состояла в основном из метана и аммиака. Но расчеты показывают, что и в этом случае химические процессы неизбежно должны были привести к замещению этих газов азотом и диоксидом углерода (СО2).

4 млрд. лет назад кислород, по-видимому, почти совсем отсутствовал в атмосфере, а первое место по объему занимал углекислый газ. Затем кислород стал постепенно накапливаться в воздухе, а углекислого газа становилось все меньше и меньше, пока, наконец, атмосфера Земли не приобрела свой нынешний состав. Этому в значительной степени способствовало развитие на Земле зеленой растительности.


Молекула углекислого газа состоит из одного атома углерода и двух атомов кислорода. Растения в процессе питания поглощают из воздуха углекислый газ и расщепляют его на углерод и кислород. Благодаря наличию в листьях зеленого вещества — хлорофилла — растения могут под действием солнечной энергии усваивать взятый из воздуха углерод и образовывать органические вещества. Эти вещества остаются в теле растений, а кислород выделяется обратно в атмосферу.

Процесс, в результате которого углекислый газ преобразуется в органическое вещество, получил название фотосинтеза. При фотосинтезе зеленые растения выделяют в атмосферу громадное количество кислорода, спасая современные города от удушья и придавая лесному воздуху его живительную свежесть.

Если подсчитать, сколько кислорода освобождается растениями в ходе фотосинтеза, то окажется, что вся растительность земного шара (включая водоросли) ежегодно выделяет в атмосферу 430 млрд. т кислорода.

Подобно всем другим живым организмам, растения не только питаются, но и дышат. При дыхании они поглощают кислород и выдыхают углекислый газ. Процессы фотосинтеза могут протекать только под действием солнечного света. Поэтому растения способны выделять кислород лишь в дневное время, причем в освещенную часть суток они настолько интенсивно поглощают углекислый газ для питания, что дыхание у них становится совершенно незаметным. Зато ночью наблюдается обратное явление: зеленые листья начинают в большом количестве выдыхать углекислый газ, поглощая кислород воздуха. По этой причине и не рекомендуется спать ночью в закрытом помещении, в котором много комнатных растений, так как при отсутствии вентиляции в комнате может скопиться опасное для человеческого организма количество углекислого газа.


Для питания растениям требуется очень много углекислого газа. Они поглощают 590 млрд. т этого газа в год, очищая тем самым воздух. Но при дыхании выделяется углекислого газа значительно меньше. И разница между поглощенным и выдохнутым углекислым газом используется растением для строительства своего организма.

Однако проходит какое-то время, и растение погибает. Оно начинает гнить, разлагаться и вскоре от него не остается ничего, кроме горстки минеральных солей. Это значит, что все атомы углерода, из которых был построен организм растения, соединились с кислородом воздуха и вновь образовали углекислый газ; получилось то же самое количество углекислого газа, которое было некогда изъято живым растением из атмосферы.

Долгое время считалось, да и сейчас некоторые исследователи придерживаются такой точки зрения, что атмосфера Земли очистилась от углекислого газа и обогатилась кислородом благодаря «асимметрии» процесса дыхания и газового питания растений. Но уже в середине прошлого века появились серьезные возражения против этой гипотезы.


Если подсчитать, сколько углекислого газа было поглощено растением в результате фотосинтеза и сколько его было выделено в сумме при дыхании живого растения и разложении уже погибшего, то окажется, что эти величины будут равны между собой. Точно так же обстоит дело и с кислородом: при фотосинтезе его выделяется ровно столько, сколько в сумме используется для дыхания живого растения и идет на окисление после его гибели.

Тем не менее кислород все-таки постепенно накапливается в атмосфере. Почему же это происходит? Оказывается, не всегда после смерти растения углерод, входивший в состав его тканей, возвращается в атмосферу. Иногда погибшие растения попадают в такие условия, где доступ кислорода к ним бывает затруднен или вообще невозможен. Например, стволы деревьев могут упасть на дно озера и покрыться толщей глинистых наносов. В подобных случаях отмершие растения не гниют, а либо обугливаются, либо испытывают целый ряд других сложных химических преобразований, в результате которых получаются залежи каменного угля, торфа и других горючих полезных ископаемых.

Если провести, например, химический анализ каменного угля, то мы увидим, что эта порода состоит почти целиком из чистого углерода. Значит, кислород, который после гибели растения должен был соединиться с атомами углерода, не попал в круговорот и остался в атмосфере.

Академик Владимир Иванович Вернадский заметил, что количество углерода, содержащегося в горючих полезных ископаемых и известняковых породах, соответствует количеству свободного кислорода в атмосфере. Это дает возможность предположить, что накопление кислорода в атмосфере зависит от накопления горючих ископаемых, или, как их называют геологи, каустобиолитов.


Кислород начал накапливаться в атмосфере приблизительно 4 млрд. лет назад. Многие данные свидетельствуют о том, что примерно 700-800 млн. лет назад количества кислорода и углекислого газа в атмосфере, по-видимому, были равны между собой. Последующий отрезок времени, охватывающий геологическую историю Земли от кембрийского до четвертичного периода, характеризуется образованием в земной коре толщ каустобиолитов.

В конце 30-х годов ленинградский ученый, академик Павел Иванович Степанов составил интересную таблицу, в которой было показано, сколько каменного угля отлагалось на протяжении каждого геологического периода. Он установил, что накопление каменного угля происходило неравномерно. Периоды, для которых характерно образование большого количества залежей этой породы, чередуются с длительными отрезками времени, когда отложение ископаемых углей было ничтожно малым. Всего в истории Земли наблюдаются три максимума угленакопления — три эпохи, когда каменный уголь отлагался в толще земной коры особенно интенсивно.

Первая эпоха угленакопления охватывает середину и конец каменноугольного и весь пермский период.
это время образовалось около 40% всех известных запасов ископаемых углей. Вторая эпоха совпадает с юрским периодом и раннемеловой эпохой, когда отложилось 5% всей массы каменного угля. Наконец, третий максимум угленакопления, начавшийся в меловом периоде, продолжился в палеогене и неогене. За этот отрезок времени отложилось более половины известного на земном шаре количества угля. Зато в остальные периоды образование угольных залежей происходило значительно слабее.

Десять лет спустя после выхода в свет работы Степанова советские ученые провели подсчеты, в результате которых выяснилось, что отложение других горючих ископаемых приблизительно подчиняется той же закономерности. Было установлено, что на протяжении палеозойской эры образовалось около 40, в мезозое — 10 и в кайнозое — 50% всех подсчитанных запасов каустобиолитов.

Но если накопление кислорода в атмосфере действительно зависит от формирования залежей горючих ископаемых, то значит, и кислород накапливался в воздухе не равномерно, а скачкообразно. И чем больше горючих ископаемых отлагалось на протяжении того или иного периода, тем больше углекислого газа изымалось за это время из атмосферы и тем больше кислорода должно было оставаться в воздухе.

Исходя из этого предположения можно составить график, на котором будет изображено изменение сботношения между кислородом и углекислым газом в атмосфере на протяжении истории Земли.


В настоящее время в атмосфере содержится 1 500 000 млрд. т кислорода. Для освобождения такого количества кислорода необходимо, чтобы из воздуха было изъято приблизительно 2 060 000 млрд. т углекислого газа. Можно предположить, что это количество углекислого газа и было первоначально в атмосфере.

Общепризнано, что в значительных количествах кислород появился в атмосфере около 2,5 млрд. лет назад. Горные породы, имеющие возраст около 2 млрд. лет, уже несут признаки сравнительно высокоорганизованной жизни. Таковы, например, сине-зеленые водоросли и простейшие формы грибов, найденные в безжелезистых кремнистых породах Южного Онтарио (Канада).

Минимальное содержание кислорода, при котором возможна жизнь воздуходышащих организмов, равно 1,5-2%. Зная это, можно допустить, что в такой обстановке и существовали обитатели Земли 2 млрд. лет назад. Если принять, что компоненты воздуха вели себя как идеальные газы, и если считать количество азота в атмосфере величиной постоянной, то для достижения парциального давления кислорода 2% в атмосферу должно было поступить 116 000 млрд. т кислорода в результате изъятия из нее 165 000 млрд. т углекислого газа.

До начала кембрийского периода увеличение количества кислорода в связи с усилением фотосинтеза, очевидно, протекало по возрастающей кривой. На фоне этого возрастания фиксируется крупный скачок в изменении соотношения между кислородом и углекислым газом, произошедший 700-800 млн. лет назад. По-видимому, с этого времени кислород стал преобладать над диоксидом углерода. Появление в позднем докембрии представителей животного мира может косвенным образом свидетельствовать в пользу такого предположения.


Последующий этап геологической истории Земли характеризуется ступенчатыми изменениями состава атмосферы. Эти изменения пропорциональны накоплению в земной коре горючих ископаемых, и наиболее резкие из них приурочены к тем периодам, на протяжении которых образование каустобиолитов достигало наибольшей интенсивности, т. е. к каменноугольному, юрскому, меловому, палеогеновому и неогеновому периодам.

В наши дни хозяйственная деятельность человека существенно нарушает ход природных процессов и приводит к возрастанию количества углекислого газа в атмосфере. Однако на расчетах для минувших геологических эпох это не сказывается.

А теперь вновь обратимся к палеонтологии. Биологи и палеонтологи широко используют старинный принцип составления родословных. Исследователи рисуют «родословное дерево», по которому можно проследить происхождение и развитие той или иной группы животных или растений. Каждому известно, например, родословное дерево позвоночных. В упрощенном виде оно выглядит совсем несложно. От рыб произошли земноводные. Земноводные дали начало пресмыкающимся. Пресмыкающиеся явились родоначальниками птиц и млекопитающих.

Из класса млекопитающих выделилось высшее существо — человек.


Ветви или, вернее, стволы этого генеалогического дерева неодинаковы по толщине. Это не случайно. Палеонтологами подсчитано, сколько видов древних животных встречено в отложениях каждого периода. Там, где их много, соответствующий ствол утолщается, а где мало, он вытягивается в тонкий стебель.

Не подлежит сомнению, что атмосфера имеет громадное значение для появления и развития жизни на Земле. Без нее не могли бы существовать ни животные, ни растения. Животные очень чутко реагируют на все изменения окружающей среды. Поэтому, если в атмосфере действительно происходили циклические изменения газового состава, они неизбежно должны были повлечь за собой перемены в животном мире.

Из опытов, проведенных над современными животными, известно, что более высокоразвитые организмы чувствительнее к колебаниям состава воздуха, чем организмы менее сложные, а долгоживущие существа чувствительнее, нежели недолговечные. И неожиданно намечается новое интересное решение палеобиологического вопроса.

Если приложить к родословному дереву позвоночных график, на котором показано изменение газового состава атмосферы во времени, можно увидеть, что линии, характеризующие вымирание или расцвет различных групп животного мира, соответствуют ходу кривой, показывающей увеличение содержания кислорода в атмосфере.

Напрашивается вывод: вымирание больших групп древних животных непосредственно связано с изменением газового состава воздуха.
это, конечно, касается не только динозавров. По-видимому, изменение состава атмосферы сыграло свою роль в эволюции всех классов позвоночных, будь то млекопитающие, земноводные или даже рыбы. В пользу этой гипотезы имеется немало доводов. О ее справедливости свидетельствуют анализ скелетных тканей вымерших организмов, закономерности эволюции дыхательного аппарата и системы кровообращения древних животных, характер биохимического режима тканей и особенности эмбрионального развития представителей современного животного мира. Но и эта гипотеза ни в коей мере не может считаться всеобъемлющей.

Бесспорно, что на вымирание и прогресс организмов определенное влияние оказали и борьба за существование, и местные похолодания, и образование новых горных хребтов, и изменения режима водоемов. Но какую роль сыграла каждая из этих сил — пока остается невыясненным.

Не исключена возможность, что на развитие органического мира повлияло и увеличение содержания в гидросфере дейтерия — тяжелого изотопа водорода. Сведения, которыми располагает геохимия, свидетельствуют о том, что содержание дейтерия в воде неуклонно повышается. Возможно, удастся найти доказательства, что и этот процесс на протяжении геологической истории ступенчато менял свою скорость.

Можно считать доказанным, что внезапные космические катастрофы не могут быть причиной эволюционного преобразования органического мира всей планеты. Тем не менее и они в состоянии сыграть определенную роль на общем фоне направленной эволюции.

В 1979 г. лауреат Нобелевской премии профессор Луис Альварес (по специальности — физик) и группа ученых Калифорнийского университета изучали в Италии химический состав горных пород, сформировавшихся в конце мелового и в начале палеогенового периодов. В отложениях, разделяющих мезозойские и кайнозойские образования, они обнаружили повышенную концентрацию редких химических элементов. Особенно интересным оказался пласт розоватого известняка, в нижней части которого содержались остатки микроорганизмов мелового, а в верхах — палеогенового возраста.

Между этими палеонтологически охарактеризованными слоями располагался тонкий (не более 1 см) прослои глины, в котором было установлено аномально высокое содержание иридия. Количество этого металла в глинистом пропластке более чем в 30 раз превышало его содержание в окружающем известняке.

Известно, что иридии мало распространен в земных породах, но довольно часто встречается в космической пыли и в некоторых типах метеоритов. Поэтому Альварес объяснил эту аномалию как результат столкновения Земли с каким-то космическим телом.

В последующие годы геохимические исследования пограничных отложений мела и палеогена были проведены во многих странах. И в десятках мест удалось установить наличие слоя с повышенным содержанием иридия. Увеличенные концентрации этого элемента были обнаружены на территории Испании, Китая, Новой Зеландии, Гаити, США, в донных осадках Тихого и Атлантического океанов. Наиболее значительной была аномалия, выявленная в Дании. В ее пределах содержание иридия было в 160 раз выше, чем в окружающих породах.

Стало очевидно, что аномалии иридия имеют глобальный характер и, скорее всего, являются следствием космических причин. Такой причиной могло быть падение на Землю крупного метеорита или астероида. Можно даже приблизительно оценить его размеры — около 10 км в диаметре. Статистические расчеты показывают, что встреча с метеоритом такого размера вероятна один раз в 30-100 млн. лет. Энергия подобного удара столь велика, что метеорит неизбежно разрушится. Значительная часть его должна при этом превратиться в пыль, которая вследствие движения воздушных потоков равномерно распределится в атмосфере и на некоторое время может существенно уменьшить ее прозрачность. Естественно, что пока эта пылевая завеса полностью не осядет на земную поверхность, животные и растения будут испытывать некоторую нехватку солнечного света и тепловой энергии. Если же атмосфера окажется настолько насыщенной пылью, что станет почти непрозрачной, то это может привести к гибели определенной части органического мира планеты. Эти аргументы и привел Альварес для объяснения причины вымирания динозавров.

Палеонтологические данные, однако, неопровержимо говорят о том, что вымирание динозавров началось задолго до предполагаемого момента падения астероида и не могло быть его следствием. Но тем не менее открытие иридиевой аномалии на границе мела и палеогена представляет большой интерес для палеонтологии. Любопытно, что в отложениях, располагающихся в разрезе над горизонтом с повышенным содержанием иридия, действительно не встречено никаких следов существования древних ящеров. Не стало ли падение метеорита фатальным для последних представителей этой группы?

На Земле пока еще достоверно не найден кратер от упавшего в это время космического тела. Но оно вполне могло угодить в океан. В этом случае отыскать метеоритную воронку, а тем более продукты кратерных выбросов — дело почти безнадежное. Правда, известно несколько впадин, которые могли образоваться вследствие падения метеоритов в конце позднемелового времени или в самом начале палеогена. В нашей стране — это парные «кратеры» Приазовья, имеющие диаметр 25 и 3 км, а также две сближенные структуры, расположенные неподалеку от побережья Карского моря (60 и 25 км в диаметре). Похожие парные впадины известны и в Ливии. Если предположить, что все эти впадины возникли одновременно и являются следами падения осколков одного небесного тела и если принять во внимание, что за время, истекшее с начала палеогена, континенты могли переместиться, то можно даже начертить траекторию движения этого метеорита, которая завершится в море. А может быть…

На территории Украины под толщей кайнозойских отложений скрывается интересная структура — Болтышская котловина. Она имеет округлую форму, достигает 25 км в диаметре, вдается в древний кристаллический фундамент на глубину 0,5 км и по многим признакам очень напоминает ископаемый кратер невулканического происхождения. Радиологический возраст этой впадины — около 70 млн. лет. Не здесь ли упал метеорит, рассеявший в атмосфере Земли иридиевую пыль?

Геологи пытались обнаружить сходные геохимические аномалии вблизи границ и других стратиграфических подразделений. Их поиски вскоре увенчались успехом. Повышенные концентрации иридия были выявлены на рубеже эоцена и олигоцена, а также на границе пермских и триасовых отложений. Есть основания полагать, что Земля неоднократно встречалась с крупными метеоритами. За последние 2 млрд. лет на поверхность планеты выпали сотни тысяч больших небесных тел радиусом не менее 1 км, и по крайней мере несколько десятков из них оставили после своего падения кратеры более 10 км в поперечнике.

Но метеориты — не единственные космические объекты, которые могут оказать воздействие на органический мир планеты. Незадолго до Альвареса известный американский геохимик Гарольд Юри высказал предположение, что причиной гибели отдельных групп организмов (имелись в виду те же самые динозавры) могло быть столкновение Земли с огромной (массой в миллиарды тонн) кометой. При этом должно было произойти разогревание атмосферы, которое могло оказаться гибельным для многих живых существ. Кроме того, если бы это космическое тело упало в океан, то воды его были бы отравлены солями синильной кислоты, образовавшейся из цианидов, которые есть в составе вещества кометы.

Таким образом, столкновения Земли с крупными космическими телами также могут рассматриваться в ряду многих факторов, влиявших на отдельные события в истории жизни на Земле. И хотя эволюция органического мира совершается постепенно и представляет собой направленный процесс, закономерности которого не могут быть объяснены мгновенными воздействиями подобных случайных катастроф, изучение катастрофических актов в геологической истории представляет большой научный и практический интерес. Поэтому в 1983г. ЮНЕСКО и Международный союз геологических наук утвердили специально посвященный исследованию этой проблемы международный проект «Редкие события в геологии».

Материалов, по которым в той или иной мере можно проследить историю развития жизни на Земле, собрано много. Однако до сих пор еще никто не создал универсальной теории о причинах всех изменений, происходивших в животном и растительном мире нашей планеты. Эти проблемы по сей день ждут своего исследователя. Необходимы совместные усилия многих наук: геологии, палеонтологии, геофизики, зоологии, ботаники, зоогеографии (науки, занимающейся изучением географического распространения животных), фитогеографии (науки о пространственном размещении растений), химии, физики, генетики, климатологии, астрономии. Только обобщив данные всех этих отраслей знания, можно будет создать достоверную теорию, которая прольет свет на многие до сих пор темные страницы эволюции жизни.

Но мысль о том, что развитие органического мира планеты подчинено строгим циклам, уже сегодня дает нам возможность подойти к построению конкретных схем, на основании которых можно пытаться установить абсолютную продолжительность геологических периодов, опираясь на сведения о существовании представителей различных групп животных и выявленные закономерности формирования пластов горных пород, вмещающих останки вымерших организмов.

 

 

Источник: biofile.ru

 

Первичная и вторичная атмосфераОбразование атмосферы Земли началось в далекие времена — в протопланетный этап развития Земли, в период активных вулканических извержений с выбросом огромного количества газов* Позже, когда на Земле появились океаны и биосфера, образование атмосферы продолжилось за счет газообмена между водой, растениями, животными и продуктами их разложения*

В течение всей геологической истории атмосфера Земли претерпела ряд глубоких трансформаций.

Состав первичной и вторичной атмосферы Земли
Первичная атмосфера Земли. Восстановительная.

В состав первичной атмосферы Земли на протопланетной стадии развития Земли (более 4,2 млрд л. н.) входили преимущественно метан, аммиак и углекислый газ. Затем в результате дегазации мантии Земли и непрерывных процессов выветривания на поверхности земли, состав первичной атмосферы Земли обогатился парами воды, соединениями углерода (СO2, СО) и серы, а также сильными галогенными кислотами (НСI, НF, НI) и борной кислотой. Первичная атмосфера была очень тонкая.

Вторичная атмосфера Земли. Окислительная.

В дальнейшем первичная атмосфера стала трансформироваться во вторичную. Это произошло в результате тех же процессов выветривания, происходивших на поверхности земли, вулканической и солнечной активности, а также вследствие жизнедеятельности цианобактерий и сине-зеленых водорослей.

Результатом трансформации стало разложение метана на водород и углекислоту, аммиака – на азот и водород. В атмосфере Земли стали накапливаться углекислый газ и азот.

Сине-зеленые водоросли посредством фотосинтеза стали вырабатывать кислород, который практически весь тратился на окисление других газов и горных пород. В результате этого аммиак окислился до молекулярного азота, метан и оксид углерода – до углекислоты, сера и сероводород – до SO2 и SO3.

Таким образом, атмосфера из восстановительной постепенно превратилась в окислительную.

 

Образование и эволюция углекислого газа

в первичной и вторичной атмосфере.


Источники углекислого газа на ранних этапах образования атмосферы:

  • Окисление метана,
  • Дегазация мантии Земли,
  • Выветривание горных пород.

Содержание углекислоты в атмосфере ранней Земли было весьма значительно. Однако большая ее часть растворялась в водах гидросферы, где участвовала в постройке раковин различных водных организмов, биогенным путем превращаясь в карбонаты.

На рубеже протерозоя и палеозоя (ок. 600 млн. л.н.) содержание углекислого газа в атмосфере уменьшилось и составило всего лишь десятые доли процента от общего объема газов в атмосфере.

Современного уровня содержания в атмосфере углекислый газ достиг лишь 10-20 млн. лет назад.

 

Образование и эволюция кислорода

в первичной и вторичной атмосфере.


Источники кислорода на ранних этапах образования атмосферы:

  • Дегазация мантии Земли – практически весь кислород тратился на окислительные процессы.
  • Фотодиссоциация воды (разложения на молекулы водорода и кислорода) в атмосфере под действием ультрафиолетового излучения — в результате в атмосфере появились свободные молекулы кислорода.
  • Переработка углекислоты в кислород эукариотами. Появление свободного кислорода в атмосфере привело к гибели прокариот (приспособленных к жизни в восстановительных условиях) и появлению эукариот (приспособившихся жить в окислительной среде).

Изменение концентрации кислорода в атмосфере.

Архей — первая половина протерозоя – концентрация кислорода 0,01% современного уровня (точка Юри). Практически весь возникающий кислород расходовался на окисление железа и серы. Это продолжалось до тех пор, пока все двухвалентное железо, находящееся на поверхности земли, не окислилось. С этого момента кислород стал накапливаться в атмосфере.

Вторая половина протерозоя – конец раннего венда – концентрация кислорода в атмосфере 0,1% от современного уровня (точка Пастера).

Поздний венд — силурийский период. Свободный кислород стимулировал развитие жизни — анаэробный процесс брожения сменился энергетически более перспективным и прогрессивным кислородным метаболизмом. С этого момента накопление кислорода в атмосфере происходило довольно быстро. Выход растений из моря на сушу (450 млн. л. н.) привел к стабилизации уровня кислорода в атмосфере.

Середина мелового периода. Окончательная стабилизация концентрации кислорода в атмосфере связана с появлением цветковых растений (100 млн. л. н.).

 

Образование и эволюция азота

в первичной  и вторичной атмосфере.


Азот образовался на ранних стадиях развития Земли за счет разложения аммиака. Связывание атмосферного азота и захоронение его в морских осадках началось с появлением организмов. После выхода живых организмов на сушу, азот стал захороняться и в континентальных осадках. Процесс связывания азота особенно усилился с появлением наземных растений.

Таким образом, состав атмосферы Земли определял особенности жизнедеятельности организмов, способствовал их эволюции, развитию и расселению по поверхности земли. Но в истории Земли бывали порой и сбои в распределении газового состава. Причиной этого служили различные катастрофы, которые не раз возникали в течение криптозоя и фанерозоя. Эти сбои приводили к массовым вымираниям органического мира.

Состав древней и современной атмосферы в процентном соотношении приведен в таблице 1.

 

Таблица 1. Состав первичной и современной атмосферы Земли.

Газы

Состав земной атмосферы

Первичная атмосфера, %

Современная атмосфера, %

Азот N2

1,5

78

Кислород О2

0

21

Озон О3

10-5

Углекислый газ СО2

98

0,03

Оксид углерода СО

10-4

Водяной пар

0,4

0,1

Аргон Аr

0,19

0,93

Источник: wonderful-planet.ru

Источник: subscribe.ru

Вопрос об эволюции атмосферы в последние годы приобрел существенное практическое значение в связи с процессом антропогенного роста концентрации атмосферного углекислого газа… Возникла возможность использования данных о химическом составе атмосферы в прошлом для оценки климатических условий ближайшего будущего.

М.И. Будыко

ВОЗНИКНОВЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера представляет собой газовую оболочку Земли, масса которой оценивается в 5,5 Χ 1021 г. Как уже отмечалось, основными компонентами земной атмосферы являются азот, кислород, диоксид углерода, составляющие в сумме 99%. Масса главных газовых компонентов сухого атмосферного воздуха равна: азота — 3,9-1021 г, кислорода — 1,2 Χ 1021 г и СО2 -2,6 Χ 1018 г. Остальные компоненты имеют второстепенное значение (см. табл. 7). В атмосфере, кроме указанных газов, также присутствуют различные аэрозоли — пылеватые или водяные частицы, находящиеся во взвешенном состоянии в газообразной среде. Они могут быть естественного происхождения (извержение вулканов, лесные пожары, пыльные бури и пр.), а также техногенного (результат хозяйственной деятельности человека). Та или иная концентрация аэрозолей в атмосфере определяет ее прозрачность, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли.

Земля по сравнению с другими планетами земной группы имеет относительно обширную атмосферу, уступая в этом отношении только Венере. Химический состав атмосферы Земли в сравнении с составом атмосфер других планет представлен в табл. 33. Видно, что атмосфера нашей планеты в основном имеет азотно-кислородный состав. В отличие от земной атмосферы по относительному содержанию газов в молекулярной форме атмосферы Венеры и Марса являются углекислыми с резким преобладанием СО2 над другими газами в совокупности. Среднее относитель­ное содержание воды в атмосферах Венеры и Марса ниже, чем в земной атмосфере. В то же время атмосфера Земли содержит ничтожное количество инертных газов (кроме аргона), что представляет собой резкий контраст с их необычайно высоким распространением на Солнце, в звездах и в Космосе.

Возникновение и развитие атмосферы Земли тесно связано с геологическими процессами, а также с деятельностью живых организмов. Такие газы, как азот, углекислый газ и водяной пар, возникли в результате вулканической деятельности, за счет выделения

Таблица 33

Химический состав атмосфер планет земной группы (в объемных %)

Газ Венера Земля Марс
Азот N2 3,5 78,1 2,5
Кислород О2 <10-3 0,1
Углекислый газ СО2 96,5 0,03
Водяной пар Н2О 0,2 0,1 0-0,2
Метан СН4 <10-4 1,8 -10-4 4-10-4
Озон О3 ? 10-6-10-5 10-5
Водород Н2 <10-3 <5 Χ 10-5
Оксид углерода СО 3 Χ 10-3 10-4 0,08
Аммиак NH3 <2 Χ 10-4 <10-5 <10-5
Диоксид серы SO2 1,5 Χ 10-2 10-4 <10-6
Хлористый водород НС1 4 Χ 10-5 <10-5 <10-5
Фтористый водород HF 5 Χ 10-7 <10-7 <10-7
Инертные газы    
Гелий Не 10-2 5 Χ 10-4
Неон Ne 1,3 Χ 10-3 1,8 Χ 10-3
Аргон Аr 1,5 Χ 10-2 0,93 1,5
Криптон Кr 6,5 Χ 10-5 1,1 Χ 10-4 3 Χ 10-5
Ксенон Хе 8,7 Χ 10-6 8 Χ 10-6
Масса атмосферы (в г) 5,3 Χ 1023 5,2 Χ 1021 2,4 Χ 1019

из глубоких трещин в земной коре и из горячих источников. Количество кислорода в вулканических газах незначительно, поэтому он, вероятно, появился на более поздних стадиях развития Земли в результате деятельности фотосинтезирующих растений.

Атмосфера в свою очередь оказывала значительное влияние на эволюцию литосферы, активно участвуя в процессах выветривания горных пород, формирующих поверхность материков. Развитие атмосферы во многом определило эволюцию гидросферы и существенно повлияло на живые организмы. Все главные газовые составляющие атмосферы расходуются и снова поступают в атмосферу в результате взаимодействия с живыми организмами, водами гидросферы и минеральными веществами литосферы. В целом эволюция атмосферы и гидросферы была по существу единым процессом (Будыко, 1977). Вышесказанные положения хорошо подтверждаются при рассмотрении круговоротов главных газовых составляющих земной атмосферы.

Азот — главный элемент земной атмосферы, который непрерывно обменивается с живым веществом биосферы, причем составными частями последнего служат соединения азота (аминокислоты, пурины и др.). На рис. 46 показан геохимический круговорот азота. Извлечение азота из атмосферы происходит неорганическим и биохимическим путями, хотя они тесно взаимосвязаны. Неорганическое извлечение связано с образованием его соединений N2O, N2O5, NO2, NH3. Они находятся в атмосферных осадках и образуются в атмосфере под действием электрических разрядов во время гроз или фотохимических реакций под влиянием солнечной радиации.

Эволюция атмосферы земли

Рис. 46. Геохимический круговорот азота в биосфере.

Биологическое связывание азота осуществляется некоторыми бактериями в симбиозе с высшими растениями в почвах. Азот также фиксируется некоторыми микроорганизмами планктона и водорослями в морской среде. В количественном отношении биологическое связывание азота превышает его неорганическую фиксацию. Обмен всего азота атмосферы происходит примерно в течение 10 млн. лет. Азот содержится в газах вулканического происхождения и в изверженных горных породах. При нагревании различных образцов кристаллических пород и метеоритов азот освобождается в виде молекул N2 и NH3. Однако главной формой присутствия азота как на Земле, так и на планетах земной группы, является молекулярная. Аммиак, попадая в верхние слои атмосферы, быстро окисляется, высвобождая азот. В осадочных горных породах он захороняется совместно с органическим веществом и находится в повышенном количестве в битуминозных отложениях. В процессе регионального метаморфизма этих пород азот в различной форме выделяется в атмосферу Земли.

Кислород — второй по распространению газ атмосферы, играющий исключительно важную роль во многих процессах биосферы. Господствующей формой его существования является О2. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетовой радиации происходит диссоциация молекул кислорода, а на высоте примерно 200 км отношение атомарного кислорода к молекулярному (О : О2) становится равным 10. При взаимодействии этих форм кислорода в атмосфере (на высоте 20 — 30 км) возникает озоновый пояс. Озон (О3) необходим живым организмам, задерживая губительную для них большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца.

Общая картина геохимического круговорота кислорода представлена на рис. 47. Содержание свободного кислорода в земной атмосфере отражает баланс между его фотосинтезирующей продукцией и процессами поглощения (окисление органики, деструкция вещества мертвых организмов). Расчеты показывают, что кислород в атмосфере Земли обновляется в течение 3 — 4 тыс. лет, т.е. относится к весьма мобильным компонентам газовой оболочки.

На ранних этапах развития Земли свободный кислород возникал в очень малых количествах в результате фотодиссоциации молекул углекислого газа и воды в верхних слоях атмосферы. Однако эти малые количества быстро расходовались на окисление других газов. С появлением в океане автотрофных фотосинтезирующих организмов положение существенно изменилось. Количество свободного кислорода в атмосфере стало прогрессивно возрастать, активно окисляя многие компоненты биосферы. Так, первые порции свободного кислорода способствовали прежде всего переходу закисных форм железа в окисные, а сульфидов в сульфаты.

Эволюция атмосферы земли

Рис. 47. Геохимический круговорот кислорода.

В конце концов количество свободного кислорода в атмосфере Земли достигло определенной массы и оказалось сбалансированным таким образом, что количество производимого стало равно количеству поглощаемого. В атмосфере установилось относительное постоянство содержания свободного кислорода.

Углерод (углекислота) — его большая часть в атмосфере находится в виде СО2 и значительно меньшая в форме СН4. Значение геохимической истории углерода в биосфере исключительно велико, поскольку он входит в состав всех живых организмов. В пределах живых организмов преобладают восстановленные формы нахождения углерода, а в окружающей среде биосферы — окисленные. Таким образом устанавливается химический обмен жизненного цикла:

СО2 ↔ живое вещество

Источником первичной углекислоты в биосфере является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Часть этой углекислоты возникает при термическом разложении древних известняков в различных зонах метаморфизма. Главные черты геохимического круговорота углерода представлены на рис. 48. Миграция СО2 в биосфере протекает двумя способами.

Первый способ выражается в поглощении СО2 в процессе фотосинтеза с образованием органических веществ и в последующем захоронении в благоприятных восстановительных условиях в литосфере в виде торфа, угля, нефти, горючих сланцев. По второму способу миграция углерода приводит к созданию карбонатной системы в гидросфере, где СО2 переходит в Н2СО3, НСО3-1, СО3-2. Затем с участием кальция (реже магния и железа) происходит осаждение карбонатов биогенным и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков и доломитов. По оценке А.Б. Ронова, соотношение органического углерода (Сорг) к углероду карбонатному (С) в истории биосферы составляло 1:4.

Наряду с глобальным круговоротом углерода существует еще ряд его малых круговоротов. Так, на суше зеленые растения поглощают СО2 для процесса фотосинтеза в дневное время, а в ночное — выделяют его в атмосферу. С гибелью живых организмов на земной поверхности происходит окисление органических веществ (с участием микроорганизмов) с выделением СО2 в атмосферу. В последние десятилетия особое место в круговороте углерода занимает массовое сжигание ископаемого топлива и возрастание его содержания в современной атмосфере.

Аргон третий по распространению атмосферный газ, что резко отличает его от крайне скудно распространенных других инертных газов. Однако аргон в своей геологической истории разделяет судьбу этих газов, для которых характерны две особенности:

1. необратимость их накопления в атмосфере;

2. тесная связь с радиоактивным распадом определенных неустойчивых изотопов.

Эволюция атмосферы земли

Рис. 48. Круговорот углерода в географической оболочке (по Ф. Рамаду, 1981).

Инертные газы находятся вне круговорота большинства циклических элементов в биосфере Земли.

Все инертные газы можно подразделить на первичные и радиогенные. К первичным относятся те, которые были захвачены Землей в период ее образования. Они распространены крайне редко. Первичная часть аргона представлена преимущественно изотопами 36Аг и 38Аг, в то время как атмосферный аргон состоит полностью из изотопа 40Аг (99,6%), который, несомненно, является радиогенным. В калийсодержащих породах происходило и происходит накопление радиогенного аргона за счет распада калия-40 путем электронного захвата:

40К + е → 40Аr.

Поэтому содержание аргона в горных породах определяется их возрастом и количеством калия. В такой мере концентрация гелия в породах служит функцией их возраста и содержания тория и урана. Аргон и гелий выделяются в атмосферу из земных недр во время вулканических извержений, по трещинам в земной коре в виде газовых струй, а также при выветривании горных пород. Согласно расчетам, выполненным П. Даймоном и Дж. Калпом, гелий и аргон в современную эпоху накапливаются в земной коре и в сравнительно малых количествах поступают в атмосферу. Скорость поступления этих радиогенных газов настолько мала, что не могла в течение геологической истории Земли обеспечить наблюдаемое содержание их в современной атмосфере. Поэтому остается предположить, что большая часть аргона атмосферы поступила из недр Земли на самых ранних этапах ее развития и значительно меньшая добавилась впоследствии в процессе вулканизма и при выветривании калийсодержащих горных пород.

Таким образом, в течение теологического времени у гелия и аргона были разные процессы миграции. Гелия в атмосфере весьма мало (около 5 Χ 10-4%), причем «гелиевое дыхание» Земли было более облегченным, так как он, как самый легкий газ, улетучивался в космическое пространство. А «аргоновое дыхание» — тяжелым и аргон оставался в пределах нашей планеты. Большая часть первичных инертных газов, как неон и ксенон, была связана с первичным неоном, захваченным Землей в период ее образования, а также с выделением при дегазации мантии в атмосферу. Вся совокупность данных по геохимии благородных газов свидетельствует о том, что первичная атмосфера Земли возникла на самых ранних стадиях своего развития.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ

Еще при первоначальном радиоактивном разогреве молодой Земли происходило выделение летучих веществ на поверхность, образовавших первичный океан и первичную атмосферу. Можно допустить, что первичная атмосфера нашей планеты по составу была близка к составу метеоритных и вулканических газов. В какой-то мере первичная атмосфера (содержание СО2 составляло 98%, аргона -0,19%, азота — 1,5%) была аналогична атмосфере Венеры — планеты, которая по размерам наиболее близка к нашей планете.

Первичная атмосфера Земли имела восстановительный характер и была практически лишена свободного кислорода. Только незначительная его часть возникала в верхних слоях атмосферы в результате диссоциации молекул углекислого газа и воды. В настоящее время утвердилось общее мнение о том, что на определенном этапе развития Земли ее углекислая атмосфера перешла в азотно-кислородную. Однако остается неясным вопрос относительно времени и характера этого перехода — в какую эпоху истории биосферы произошел перелом, был ли он быстрым или постепенным.

В настоящее время получены данные о наличии свободного кислорода в докембрии. Присутствие высокоокисленных соединений железа в красных полосах железных руд докембрия свидетельствуют о наличии свободного кислорода. Увеличение его содержания в течение всей истории биосферы определялось путем построения соответствующих моделей различной степени достоверности (А.П. Виноградов, Г. Холленд, Дж. Уолкер, М. Шидловский и др.). По мнению А.П. Виноградова, состав атмосферы изменялся непрерывно и регулировался как процессами дегазации мантии, так и физико-химическими факторами, которые имели место на поверхности Земли, включая остывание и соответственно снижение температуры окружающей среды. Химическая эволюция атмосферы и гидросферы в прошлом была тесно связана в балансе их веществ.

В качестве основы для расчетов прошлого состава атмосферы принимается распространенность захороненного органического углерода, как прошедшего фотосинтетический этап в круговороте, связанный с высвобождением кислорода. При убывании дегазации мантии в течение геологической истории, общая масса осадочных горных пород постепенно приближалась к современной. При этом 4/5 углерода захоронялось в карбонатных породах, а 1/5 приходилась на органический углерод осадочных толщ. Исходя из этих предпосылок немецкий геохимик М. Шидловский рассчитал рост содержания свободного кислорода в течение геологической истории Земли. При этом было установлено, что примерно 39% всего кислорода, выделившегося при фотосинтезе, оказалось связанным в Fe2O3, 56% сосредоточилось в сульфатах SO42- и 5% непрерывно остается в свободном состоянии в атмосфере Земли.

В раннем докембрии практически весь освобожденный кислород быстро поглощался земной корой при окислении, а также вулканическими сернистыми газами первичной атмосферы. Вероятно, что процессы образования полосчатых железистых кварцитов (джеспелитов) в раннем и среднем докембрии привели к поглощению значительной части свободного кислорода от фотосинтеза древней биосферы. Закисное железо в докембрийских морях явилось главным поглотителем кислорода, когда фотосинтезирующие морские организмы поставляли свободный молекулярный кислород непосредственно в водную среду. После того, как докембрийские океаны очистились от растворенного железа, свободный кислород стал накапливаться в гидросфере и затем в атмосфере.

Новый этап в истории биосферы характеризовался тем, что в атмосфере 2000-1800 млн. лет назад отмечалось увеличение количества свободного кислорода. Поэтому окисление железа переместилось на поверхность древних континентов в область коры выветривания, что и привело к формированию мощных древних красноцветных толщ. Поступление двухвалентного железа в океан уменьшилось и соответственно снизилось поглощение свободного кислорода морской средой. Все большее количество свободного кислорода стало поступать в атмосферу, где устанавливалось его постоянное содержание. В общем балансе атмосферного кислорода возрасла роль биохимических процессов живого вещества биосферы. Современный этап в истории кислорода атмосферы Земли наступил с появлением растительного покрова на континентах. Это привело к значительному увеличению его содержания по сравнению с древней атмосферой нашей планеты.

ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТОВ

Климат зависит от множества как космических, так и планетарных факторов, поэтому его изменения в геологическом прошлом могли быть вызваны различными причинами. Все факторы изменения климата можно подразделить на две группы: астрономические, т.е. внешние по отношению к Земле (солнечная активность, изменения в положении планеты относительно Солнца и пр.) и геолого-географические, т.е. обусловленные внутренней энергией нашей планеты (изменение состава атмосферы, формы и рельефа земной поверхности, изменение площади водной поверхности и т.д.).

Астрономические причины изменения климата. Изменения климата, зависящие от изменений радиации Солнца, в свою очередь взаимосвязаны с величиной самой излучающей способности Солнца и с положением поверхности Земли относительно потока солнечной радиации. Величина солнечной постоянной (2,0 ккал/см2 Χ мин) может изменяться на 3 — 5% в зависимости от изменения расстояния Земли от Солнца. С солнечной активностью связано возникновение на его поверхности солнечных пятен — областей сильных магнитных возмущений. Причем солнечная активность подвержена циклическим колебаниям: установлены ритмы длительностью в 11, 22, 35 и 80 — 90 лет.

Группа швейцарских ученых на основе исследований содержания радиоактивного изотопа бериллия-10 в образцах полярного льда Гренландии зафиксировала вариации солнечной активности в прошлом. Установлено, что максимумы данного изотопа совпадают с периодами 11-летней солнечной активности. Отмечена также взаимосвязь солнечных пятен и полярных сияний на Земле с активностью Солнца. Солнечная активность влияет на многие природные процессы в биосфере, однако пока имеется мало данных, свидетельствующих о ее влиянии на климат планеты.

На неравномерное распределение солнечной радиации по поверхности Земли в связи с изменениями элементов земной орбиты впервые указал английский астроном Д. Кроль в 1875 г. Однако эта гипотеза получила широкую известность лишь после того, как ее принципы были математически обоснованы М. Миланковичем. Отдельные формы движения Земли непостоянны, но периодичны и изменяются от следующих факторов:

1. изменения наклона земной оси (с периодом около 40 тыс. лет);

2. изменения эксцентриситета земной орбиты (с периодом 92 тыс. лет);

3. изменения времени наступления равноденствий (около 21 тыс. лет).

Каждое из этих изменений приводит к колебаниям притока солнечной радиации на поверхность Земли. Суть гипотезы М. Миланковича — климатическое отражение астрономических факторов — подтверждена на основе анализа изотопных кривых, построенных с использованием материалов изучения глубоководных донных осадков Индийского океана.

«Эффекты Миланковича» в настоящее время также нашли подтверждение при изучении образцов керна ледниковых щитов Антарктиды (на станции «Восток» пробурена скважина глубиной 2534 м) и Гренландии (скважина глубиной 2038 м), с применением палео-температурного анализа. По данным В.М. Котлякова и др. (1991), на составленных изотопных профилях изученных ледниковых щитов хорошо выражены вол­ны температурных изменений: с периодами около 100 тыс. лет (проявление колебаний эксцентриситета орбиты), около 40 тыс. лет (изменение наклона земной оси) и с длиной около 20 тыс. лет (предварение равноденствий).

Согласно гипотезе Миланковича изменение формы земной орбиты может служить одной из причин наступления эпох оледенения. Так, в периоды, когда орбита была близка к окружности, получали развитие ледниковые эпохи, а когда форма земной орбиты становилась эллиптической, область оледенения ссужалась до полярных шапок. Однако ряд исследователей считают, что данная гипотеза не может объяснить всех особенностей изменений климата в прошлом, так как не учитывает влияния на климат многих геологических процессов, протекающих на самой поверхности Земли.

Геолого-географические причины изменения климата. Приоритет постановки вопроса о влиянии самой земной поверхности на климат нашей планеты принадлежит английскому геологу Ч. Лайелю, а представителем этого направления в России был климатолог А.И. Воейков. Последний хотя и признавал значение астрономических факторов, но все же главным условием, определяющим изменения климата в геологическом прошлом, считал изменения поверхности Земли. Сюда относятся: изменения состава атмосферы, влияние вулканизма, изменения рельефа земной поверхности и площади океанов и др.

1. Состав атмосферы и климат. Изменения климата могут быть вызваны изменением состава и свойств атмосферы. Например, увеличение концентрации парниковых газов (водяной пар, диоксид углерода, метан, озон) в атмосфере приводит к увеличению температуры воздуха, а уменьшение — к обратному эффекту. Так, химический анализ газов, извлеченных из воздушных пузырьков во льдах Антарктиды и Гренландии, установил, что в период максимума последнего оледенения концентрация атмосферного СО2 была меньше на 25%, чем в текущем межледниковье (голоцене). Подсчитано, что увеличение концентрации СО2 в современной атмосфере в 2 раза может привести к повышению среднегодовой температуры воздуха у земной поверхности примерно на 4°С.

В последние годы значительная роль в теории глобальных климатических изменений отводится содержанию в атмосфере пыли и аэрозольным частицам. Американский гляциолог Т. Хьюз даже выдвинул гипотезу, по которой существенную роль в резких падениях температуры, характерных для ледниковых эпох, играло снижение прозрачности атмосферы из-за наличия в ней огромных масс пыли. Источником запыленности атмосферы Земли могут служить и крупные лесные пожары. Так, лесные пожары летом 1915 г. охватили в Западной Сибири площадь около 1,5 млн. км2, а дым от них распространился на площадь около 6 млн. км2. Это привело к значительному уменьшению потока солнечной радиации на земную поверхность, причем хлеба созрели на 10-15 дней позже обычного срока.

По зарубежным источникам подробно описана судьба облака дыма, возникшего от лесных пожаров (площадью около 40 тыс. км2) в западной части Канады в 1950 г. Это облако через несколько дней покрыло Канаду, США и даже достигло Западной Европы. Специальные исследования с помощью самолетов этого уникального облака дыма показали значительное влияние запыленности атмосферы на климатические процессы. На территории США суммарная солнечная радиация упала примерно вдвое, что привело к понижению температуры воздуха на 4°С (Будыко и др., 1986). Приведенные примеры имеют подтверждение и в недавней истории Земли. Так, изучение керна льда (возраст до 160 тыс. лет) со станции Бэрд (Антарктида) показало, что в образцах, соответствующих ледниковым эпохам, концентрация пыли была в 8 раз больше (на станции «Восток» в 30 раз), чем в пробах из межледниковых отложений. Значит, резкое возрастание «запыленности» атмосферы и выпадение аэрозолей с осадками являлось, вероятно, одной из причин похолодания климата и наступления ледниковых эпох.

2. Влияние вулканизма на климат. Известно, что вулканы являются источниками выброса огромных масс пепла и аэрозольных частиц, которые вызывают помутнение атмосферы и в качестве ядер конденсации способствуют увеличению облачности. Поэтому на климат особенно воздействуют те извержения вулканов, которые продуцируют значительные количества пыли и аэрозолей. Наиболее яркими примерами служат извержения вулкана Кракатау в 1883 г., выбросившего в атмосферу 18 км пирокластического материала, и вулкана Катмай (Аляска) в 1912 г. около 20 км мелкодисперсного аэрозоля. Пепел этих извержений распространился на огромную часть земной поверхности и вызвал уменьшение притока солнечной радиации на 20 — 25%. Все это привело к понижению средней приземной температуры северного полушария на 0,5 — 0,7° С.

Мощное извержение вулкана Пинатубо (Филиппины) в 1991 г. изучалось с помощью физико-математических моделей с целью оценки влияния на климат нашей планеты. Выбросы этого извержения характеризовались большим содержанием серы. Это способствовало формированию в стратосфере мелкодисперсного сернокислого аэрозоля, играющего главную роль в долговременных изменениях термического режима планеты. Это привело к тому, что к неблагоприятным изменениям как природных экосисем, так и агроландшафтов.

На концентрацию СО2 в атмосфере, способствующего возникновению «парникового эффекта», значительное влияние оказывала вулканическая деятельность и в прошлом. Установлено, что концу 1992 г. в северном полушарии отмечалось понижение средней приземной температуры воздуха на 0,7°С с последующим убыванием в течение ряда лет (Асатуров, 1993). Причем такое уменьшение приземной температуры после извержения вулкана способствует весьма диапазон изменений концентрации углекислого газа составлял от 0,03% (современная эпоха) до 0,3% (ранний карбон), т.е. его количество изменялось в 10 раз.

На рис. 49 показаны изменения концентрации углекислого газа в течение фанерозоя, где отмечались шесть максимумов содержания СО2, заметно превышающих средние значения. Причины возникновения этих максимумов легко установить при сопоставлении их с колебаниями уровня вулканической деятельности. Поскольку средняя скорость образования вулканических пород за фанерозой равна 4,8-1020 г/млн. лет, то на графике даны значения этого параметра, относящегося к геологическим эпохам, когда вулканическая деятельность превышала указанный средний уровень. Четко фиксируется закономерность: время проявления максимумов вулканической актив­ности совпадает с максимумами концентрации СО2 в атмосфере. Особого внимания заслуживает важный для понимания современных природных условий факт закономерного понижения концентрации углекислого газа со второй половины мелового периода до нашей эры, когда эта концентрация достигла самого низкого уровня за весь фанерозой (Будыко, Ронов, Яншин, 1985).

 

Эволюция атмосферы земли

Рис. 49. Изменения концентраций углекислого газа (Мс) и скорости формирования вулканических пород (V-1020 г/млн, лет) в фанерозое (по М.И. Будыко, А.Б. Ронову, А.Л. Яншину, 1985).

 

Наряду с ритмическими колебаниями вулканической активности (средний интервал между максимумами около 100 млн. лет) наблюдается общая тенденция к ее убыванию, которая проявлялась на протяжении всей геологической истории Земли. Установлено, что при относительно кратковременных повышениях вулканической активности происходит похолодание климата, вызванное снижением прозрачности атмосферы. Тогда как при долговременном усилении вулканической активности отмечается изменение климата в сторону потепления, обусловленное ростом концентрации углекислого газа в атмосфере.

3. Влияние изменений земной поверхности на климат. Климат во многом зависит от характера земной поверхности и его изменений. Вопрос о влиянии распределения морей и суши в геологическом прошлом на климат планеты разрабатывал английский климатолог Ч. Брукс (1952). Он отмечал, что морская поверхность создает сравнительно равномерные условия климата, вследствие большой теплоемкости воды и перемешивания ее волнением. При этом значительную роль играют также морские течения, направляющиеся из низких широт в высокие. Аналогичные палеоклиматические построения еще ранее дал русский естествоиспытатель И.Д. Лукашевич в своей книге «Неорганическая жизнь Земли» (1911). Так, на Земле во время крупных морских трансгрессий температура воздуха повышалась на 1 — 2° С, потому что нагревались огромные массы вод в мелководных бассейнах. Во время регрессий, сопровождавшихся горообразовательными процессами, возрастала площадь и относительная величина суши, что в конечном итоге приводило к понижению температуры воздуха на земной поверхности.

4. Брукс (1952) отмечал, что увеличение площади суши в высоких широтах может вызывать значительное понижение температуры воздуха. При этом возникший над участком суши антициклон и ледниковый покров являются дополнительными факторами охлаждения этих районов. По его расчетам, первоначальное понижение температуры воздуха достаточно всего на 0,3°С, что может вызвать к жизни ледниковый покров, который сам в конце концов над собой и вокруг себя в состоянии понизить температуру воздуха на 25°С. Однако проведенные палеогеографические исследования последних лет подвергли некоторому сомнению представления о сильном воздействии на климат планеты расположение материковой суши в высоких широтах. По данным Н.А. Ясаманова и К.С. Кузьминской (1989), материковая суша в высоких широтах не могла служить своеобразным «спусковым механизмом» для развития глобального похолодания, но являлась весьма благоприятствующим фактором для формирования покровного оледенения. Начавшееся по другим причинам похолодание вследствие высокого альбедо ледяной поверхности в высоких широтах (85 — 94%) стремительно нарастало, вызывая вслед за этим рост материковых и морских ледников.

В геологическом прошлом на изменение средних глобальных температур воздуха существенное влияние оказывал характер земной поверхности (леса, безлесные территории, ледник, водоемы и др.), участки которой характеризовались различными величинами альбедо (отражательной способностью). Так, альбедо лесных формаций составляет в среднем 12 — 14%, для пустынь — 30, пастбищ — 20% и т.д. Поэтому в целом на величину альбедо Земли (в среднем 28%) оказывали некоторое влияние размеры площади лесов, имеющих альбедо меньше, чем безлесных районов. Например, около 10 тыс. лет назад, еще до того, как человек начал заниматься сельским хозяйством, на земном шаре существовали обширные массивы лесов, площадь которых составляла примерно 62 млн. км2. А в настоящее время общая площадь лесов на Земле (по оценкам ФАО) составляет 42 млн. км2, в том числе 15 млн. км2 — девственных влажнотропических лесов. Ясно, что такое резкое сокращение площади лесных формаций значительно повлияло на величину альбедо земной поверхности. Здесь уместно привести слова русского климатолога А.И. Воейкова: «Раз человек волен в распределении лесов, может их истреблять и распахивать, а также разводить их там, где их ранее не было, то он может по своему желанию оказывать достаточно существенное влияние и на климат». Таким образом, рассмотренные основные причины изменения климата в геологическом прошлом показывают, что климат формировался под влиянием многообразных космических и планетарных факторов, которые в настоящее время еще трудно полностью учесть и оценить их значение. Только комплексный подход к данной проблеме поможет правильно определить роль различных климатообразующих факторов в формировании климатов прошлых эпох.

КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПРОШЛОМ

В течение геологической истории Земли ее климат подвергался большим и малым изменениям, о чем свидетельствуют многочисленные палеогеографические данные. Еще М.В. Ломоносов об этом писал в своей работе «О слоях земных» (1763): «По сему следует, что в северных краях в древние веки великие жары бывали, где слонам родиться и размножаться, и другим животным, также и растениям, около экватора обыкновенным, держаться можно было; а потому и остатки их, здесь находящиеся, не могут показаться течению натуры противны». При реконструкциях климатов прошлого в настоящее время используются литологические, палеонтологические, палеоботанические (особенно палинологический анализ) с привлечением новейших методов палеоклиматических исследований (см. главу II).

К важнейшим параметрам климата относится средняя глобальная температура у земной поверхности, на которую наибольшее влияние оказывают три фактора: количество СО2 в атмосфере, величины солнечной постоянной и альбедо Земли. М.И. Будыко и другие ученые (1985) провели расчеты по установлению разности средней температуры воздуха в фанерозое и в современную эпоху, используя разности величин вышеуказанных параметров в прошлом и в настоящее время (табл. 34). При этом учитывалось, что увеличение солнечной радиации на 1% при постоянном альбедо Земли повышает среднюю температуру на 1,4°С, а увеличение альбедо на 0,01 понижает температуру на 2°С.

Таблица 34

Источник: cyberpedia.su


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте, как обрабатываются ваши данные комментариев.