В. В. Орлёнок, доктор геолого-минералогических наук
Газовая оболочка Земли – ее атмосфера, как и другие земные оболочки, включая гидросферу и биосферу, является производной внутренней активности планеты. Она формировалась за счет дегазации и вулканизма из зоны астеносферы. Следовательно, масса атмосферы и ее химический состав непрерывно эволюционировали в истории Земли.
Современная атмосфера имеет азотно-кислородный состав: 78,1% – азота, 20,9% – кислорода. В ней также содержится от 0,3 до 3% паров воды, 0,9% аргона и 0,03% углекислого газа. Среди примесей присутствуют неон, криптон, водород, метан и другие газы. Такой состав атмосфера имеет до высоты 100 – 120 км при общей толщине газовой оболочки 1800 – 2000 км.
Поскольку земная атмосфера является продуктом внутренней активности планеты, то следовало бы ожидать, что ее состав будет близок составу глубинных газов, т.е. она должна была содержать водород, метан, аммиак, сероводород, углекислоту, различные вулканические дымы более сложного состава. По всей вероятности, такая атмосфера была в начале жизни Земли. Будем называть ее первичной. Однако такая атмосфера не будет устойчивой. С началом фотолиза, в результате которого молекула воды диссоциирует на атом водорода и радикал гидроксила Н2О ® Н+ + ОН-, гидроксильные радикалы, взаимодействуя друг с другом, а также участвуя в процессах органического синтеза, образуют молекулы перекиси водорода с последующим распадом их на воду и свободный молекулярный кислород (Кесарев, 1976):
4НО ® 2Н2О2 ® 2Н2О + О2. Свободные атомы водорода, не вошедшие в реакции, поднимаются в верхние зоны атмосферы, где они образуют протоносферу и диссипируют в космос. Молекула кислорода достаточно велика и массивна, чтобы диссипировать. Поэтому кислород, опускаясь под действием силы тяжести в нижние зоны атмосферы, становится важнейшим его компонентом. Постепенно накапливаясь, кислород положил начало химическим процессам в земной атмосфере. Благодаря химической активности атмосферного кислорода в первичной атмосфере начались процессы окисления глубинных газов. Образовавшиеся при этом окислы выпадали в осадок. При этом часть газов, в том числе и метана, не вышла на поверхность планеты и осталась в коллекторах земной коры. В верхних горизонтах астеносферы – низах земной коры – вполне могли образовываться органические соединения по схеме: Н + СО2 + NН2 ® органические соединения, давшие начало глубинной нефти, газу.
Процесс фотолитического образования кислорода атмосферы был основным в начале геологической эволюции Земли. Источником паров воды могли быть только вулканы. По мере очищения первичной атмосферы от глубинных газов и формирования вторичной, основными компонентами которой были углекислота и двуокись азота, создавались условия для появления фотосинтезирующих растений типа сине-зеленых водорослей. С их появлением процесс насыщения атмосферы кислородом значительно ускорился. При ассимиляции углекислоты атмосферы зелеными растениями образовывался кислород, а при освоении почвенными бактериями – двуокись азота – азот.
Таким образом неустойчивая вторичная атмосфера переходит в третичную атмосферу, состоящую из смеси свободных молекул азота и кислорода. Степень устойчивости этой современной атмосферы определяется массой планеты и температурой ее газовой оболочки. Очевидно, что диссипация атмосферы начнется в том случае, когда параболическая скорость отрывающейся от Земли молекулы газа Vпар будет меньше среднеквадратичной скорости ее теплового движения V2:
 ,
где Т – температура;
V – скорость;
M – молекулярный вес газа;
k – постоянная Больцмана. k = 1,38· 10-23 Дж/К.
Подставляя под знак корня значения известных величин и полагая Т в периоды солнечной активности равной 1600 К, находим, что при Т/M < 420 происходит диссипация газа атмосферы. Нетрудно увидеть, что Земля будет непрерывно терять газы с молекулярным весом M £ 4. Это значит, что земная атмосфера не способна удерживать водород и гелий, которые будут непрерывно диссипировать. Так, время полной диссипации всего атмосферного водорода при Т = 1600 К составляет четыре года, гелия – 1,6 млн. лет, кислорода – 1029 лет. Постоянное присутствие в атмосфере водорода и гелия свидетельствует о непрерывном пополнении ими газовой оболочки за счет глубинных газов планеты.
До высоты примерно 500 км плотность атмосферы еще достаточно велика. Поэтому молекулы, тепловая скорость которых в этом диапазоне высот будет равна или больше параболической, не смогут диссипировать из-за многочисленных столкновений. В результате такого хаотического движения происходит гашение их скоростей. Однако выше 500 км газ настолько разрежен, что вероятность столкновений резко уменьшается. Этот уровень мы можем рассматривать как уровень диссипации водорода и гелия в условиях современной Земли.
Атмосфера имеет стратифицированное строение. До высоты 100 – 120 км вследствие активных турбулентных процессов, вызванных температурными контрастами между экватором и полюсами, неравномерным нагреванием земной поверхности солнечным теплом, происходит интенсивное перемешивание воздушных масс. Выше указанной границы происходит гравитационное разделение газов по удельному весу. От 120 до 400 км преобладают молекулярный азот и атомарный кислород. Выше (до высоты 700 км) преобладает атомарный кислород. Внешняя часть атмосферы (до 1000 – 1500 км) имеет преимущественно гелиево-водородный состав. Легкие водород и гелий как бы всплывают над более тяжелой молекулярной оболочкой. Здесь они полностью ионизованы. Наблюдаемая структура земной атмосферы сложилась под воздействием трех основных факторов – гравитационного расслоения, турбулентного перемешивания и взаимо-действия газов с солнечной радиацией. Выделяются четыре основных слоя: тропосфера, стратосфера, мезосфера и термосфера (ионосфера) (рис. 12).
Тропосфера. Это приземный слой атмосферы, простирающийся до высоты 12 – 18 км. В нем содержится до 80% массы всей атмосферы, водяной пар и частицы пыли антропогенного и естественного происхождения (вулканизм, пыльные бури и т.д.). На уровне моря атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба, или 1013,32 гПа. С высотой давление падает и на верхней границе тропосферы не превышает 0,026 атм (26 гПа). Тропосфера пронизывается двумя видами солнечной энергии – световой и тепловой. Оптическое окно атмосферы находится в пределах длин световых волн 455 – 700 нм. Потоки света и тепла частично рассеиваются облаками и частицами пыли и газов тропосферы, но в основном достигают земной поверхности, нагревая ее до 20 – 40°С. Нагреваясь, Земля переизлучает тепло в атмосферу, но в более длинноволновом диапазоне – инфракрасном. Это тепло поглощается парами воды и углекислого газа. Происходит прогревание тропосферы снизу. Поэтому с высотой температура тропосферы падает в среднем на 6 градусов на километр. Благодаря наклону земной оси к плоскости орбиты и сферичности Земли, количество тепла, получаемое земной поверхностью по долготе – от экватора до полюсов, – сильно меняется. На его распределение оказывают влияние также рельеф, океанические и морские бассейны.
Стратосфера. От верхней границы тропосферы до высоты 50 – 55 км температура мало меняется и составляет около 220 К. Этот слой получил название «стратосфера». Вследствие вымерзания паров воды в верхних слоях тропосферы в стратосфере почти не происходит поглощения инфракрасного излучения, поступающего снизу. Лучистая теплопроводность стратосферы значительно выше, чем тропосферы. Этим объясняется наблюдаемая стабильность ее температуры. Давление на верхней границе снижается до 3·10-3 атм (3 гПа). Температура несколько повышается до 270 К (около 0°С). Это повышение температуры обусловлено фотохимической реакцией разложения молекулы озона О3, сопровождающейся выделением тепла. Реакция идет за счет поглощения озоном ультрафиолетового излучения с длиной волны 288,4 нм. Озоновый слой располагается на высоте 20 – 30 км и является последним щитом на пути губительного для биосферы ультрафиолетового излучения. Поэтому указанная высота может рассматриваться как верхняя граница географической оболочки.
Мезосфера. В промежутке высот 50 – 85 км располагается слой низких температур атмосферы, получивший название «мезосфера». Температура здесь падает до минус 100 – 130°С. В эту область газовой оболочки уже не поступает теплое инфракрасное излучение от земной поверхности. Давление здесь падает до 7·10-5 атм (7 Па).
Термосфера. Над мезосферой выше 85 км температура начинает расти и на уровне примерно 400 км достигает максимального значения 1000 К. В период солнечной активности она может увеличиваться до 1800 К. Выше 400 км температура не меняется. Эта область изотермии, собственно, и будет называться термосферой. В термосфере газ представляет собой слабоионизированную плазму, образующуюся под действием жесткого ультрафиолетового излучения, путем ионизации атомарного кислорода. Поэтому термосферу иногда называют ионосферой. Термосфера простирается до высоты 1200 км и далее до 20000 км переходит в протоносферу – водородную корону Земли. Протоносфера почти полностью состоит из ионизованного водорода с незначительной примесью гелия. Плотность газа здесь ничтожно мала, а давление уменьшается до 10-14 атм (10-9 Па). В условиях такого разряжения при соударении с квантами высоких энергий атомы и ионы водорода приобретают высокие скорости движения, превышающие параболическую (8,2 км/с). Возможность потери энергии за счет столкновения с другими атомами очень мала. Поэтому вероятность диссипации водорода и гелия сильно возрастает. Расчеты показывают, что вся протоносфера при отсутствии непрерывного пополнения ее за счет фотолиза молекулы воды рассеялась бы за несколько десятков секунд (Ермолаев, 1975).
|
