 | КЛИМАТИЧЕСКИЕ ЭПОХИ ПРОШЛОГО |
На основе адиабатической теории парникового эффекта можно рассмотреть эволюцию глобального климата Земли. Для этого необходимо знать как менялись со временем основные параметры, ответственные за установление глобального климата на планете. К таким параметрам относятся солнечная постоянная S, приземное давление атмосферы рs, парциальные давления pi главных компонентов земной атмосферы (азота, углекислого газа, кислорода и аргона) и равновесная относительная влажность тропосферы.
Теория развития звезд показывает, что за время жизни Земли светимость Солнца увеличилась на 37–38% – с 2,8•1033 до 3,86•1033 эрг/с (Bachall, 1982). Соответственно этому изменилась и солнечная постоянная с S = 1•106 эрг/см2•с 4,6 млрд. лет назад до современного ее значения S0 = 1,37•106 эрг/см2•с . Такое изменение солнечной постоянной должно сказываться и на прошлых климатах.
По адиабатической теории парникового эффекта можно рассчитать средние температуры земной поверхности для разных эпох.
Для расчета значения показателя адиабаты необходимо определить поправку за влажность воздуха. Это возможно, так как средняя влажность тропосферы зависит от приземной температуры, поскольку с ее изменениями меняется испарение воды и, следовательно, парциальное давление паров воды в воздухе, а приземная температура зависит от давления атмосферы.
Для определения эволюции парникового эффекта необходимо определить изменения радиационной температуры, находимой по известной формуле Стефана–Больцмана.
В работах по климатам Земли (Сорохтин, Ушаков, 1991, 1999) осуществлена привязка к существующим определениям палеотемператур архея, выполненным по изотопно-кислородным сдвигам в морских кремнях и карбонатах. Судя по таким определениям, предполагается, что высокая температура атмосферы возникла около 3,4 млрд лет назад (Perry et al., 1978). К середине архея относительная изотопная плотность кислорода 18O в кремнях зеленокаменного пояса формации Онвервахт в Южной Африке, опускалась до уровней около +18…+21‰ (при современных значениях +37…+28‰), что предполагает повышение температура океанических вод в середине архея до +70°С (Knauth, Lowe, 1978). По другим определениям в начале позднего архея
около 3,2 млрд. лет назад температуры океанических вод уже достигала 90°С (Perry, Tan, 1972), а по изотопному составу кремнистых сланцев из того же пояса Барбертон -до +70…+100°С (Knauth, Lowe, 1978). Такие высокие температуры на Земле предполагались несмотря на то, что светимость Солнца была на 20-30% ниже современной (Bachall, 1982).
Однако до сих пор не ясно, в какой степени относительная изотопная плотность кислорода 18O древних кремней отражает их происхождение и температуру вод, в которых эти кремни сформировались (Шопф, 1982; Холленд, 1989). Не исключено, что наблюдаемое закономерное снижение относительной изотопной плотности кислорода 18O в кремнях с возрастом связано не только с изменением температуры воды в океанах, но и с другими причинами, например с не учитывавшимися ранее условиями дегазации воды из мантии, содержащей железо и его окись, а также с реакциями взаимодействия воды с растворенными в ней соединениями двухвалентного железа.
Н.О. Сорохтин (2001) обратил внимание, что при диссоциации воды на горячем железе, происходившей в процессе зонной дифференциации земного вещества в архее, или при взаимодействии металлического железа с океанической водой в рифтовых зонах протерозоя происходило изотопное облегчение океанических вод.
Действительно, в реакции “легкой” воды с железом поглощалось больше энергии на единицу массы воды, чем при реакции “тяжелой” воды (dQ= 0,026 ккал/г).
По принципу Ле Шателье такие обменные реакции идут преимущественно в направлении выделения наибольшей энергии для экзотермических реакций или по линии поглощения наименьшей энергии для эндотермических реакций. Следовательно, при окислении горячего железа водой обменные реакции приводили к накоплению изотопа 18О в окислах железа и к некоторому “облегчению” остающейся воды:
Fe + H2
16O + 0,261 ккал/г(Н2О) --- Fe16O + H2,
Fe + H2
18O + 0,235 ккал/г(Н2О) ---Fe18O + H2
После окисления железа должно происходить значительно более энергичное фракционирование изотопов кислорода между водой и двухвалентной окисью железа по реакции “облегчения” изотопного состава воды
H2
18O + Fe16O --- H2
16O + Fe18O + 0,73 ккал/г(Н2О)
Обе эти реакции, вероятно, могли происходить еще в магматических очагах мантии и приводить к “облегчению” изотопного состава дегазируемой из мантии воды.
Кроме того, в бескислородной среде раннего докембрия воды океанов были насыщены углекислым газом, а окислы железа растворялись в воде в форме бикарбоната железа. Но в этом случае должны были происходить и обменные реакции изотопов, также приводящие к “облегчению” воды с выделением энергии:
H2
18O + Fe(НС16O3)2 ---H2
16O + Fe(НС18O16O2)2 + 2,34 ккал/г(Н2О),
H2
18O + C16O2 ---H2
16O + C18O16O + 0,9 ккал/г(Н2О)
Аналогичная обменная реакция происходила и при образовании кремней:
H2
18O + Si16O2 ---H2
16O + Si18O16O + 1,59 ккал/г(Н2О)
При этом сами кремни становились изотопно более тяжелыми. Однако на фоне существенно сниженного изотопного состава океанических вод в раннем докембрии изотопный состав древних кремней по сравнению с современными также оказывается более легким, причем без всякого влияния на этот процесс температурных условий их образования.