Время от времени в геологической истории Земли случались периоды оледенений. Иногда они носили катастрофический характер, приводя к массовым вымираниям отдельных видов. На рис. 1 показаны периоды оледенений на шкале геологического времени от 4,5 млрд лет назад до современности.
Рис. 1. Периоды оледенений на шкале геологического времениИстория оледенений выглядит замысловато. Первое относительно локальное Понгольское оледенение было отмечено в отложениях, возраст которых 2,7 млрд лет. До этого, в архее, климат оставался теплым. Понгольское оледенение длилось недолго. Но 2,4 млрд лет назад, в раннем протерозое, случилось грандиозное по масштабам и длительности Гуронское оледенение. Оно продолжалось почти 200 млн лет. Затем почти 1,5 млрд лет никаких следов оледенений не обнаруживается. Следующее проявилось только в конце протерозоя (730 млн лет назад). И дальше они стали происходить одно за другим.
Никакой видимой закономерности во времени наступления периодов оледенения не видно. Это осложняет понимание причин оледенений. Высказывались разные предположения: например, что они связаны с изменением орбиты и флуктуациями в наклонении земной оси [1], с миграцией континентов, интенсификацией вулканизма и магматизма и др. [2, 3]. Некоторые геологи считают, что существует общая направленность климатических изменений, обусловленная остыванием Земли [4, 5]. Высказывалась гипотеза, что охлаждение в неопротерозое обусловлено продукцией органического аэрозоля, производимого эукариотными водорослями, которые получили развитие именно в то время [6]. Каждое из этих событий могло иметь значение. Но, к сожалению, процессы, выдвигавшиеся в качестве причин оледенений, проявляясь в одно время, никак не проявляли себя в другое. А длительная, почти в 1,5 млрд лет, пауза между мощным Гуронским оледенением и каскадом оледенений в неопротерозое считается одной из плохо объяснимых загадок палеоклиматологии.
Недавно я опубликовал статью, в которой высказал идею, что в условиях низкой светимости Солнца оледенения могут быть связаны с конфликтом между ролью СО
2 в качестве парникового газа и его ролью в качестве источника углерода биосферы [7].
Низкая светимость СолнцаПонятие низкой светимости обычно относят к молодому, только что возникшему 4,5 млрд лет назад, Солнцу. Этот эффект (faint young sun) обычно обсуждают астрофизики в контексте эволюции светимости звезд. Солнце в начале своей звездной эволюции имело светимость на 30% меньше его современной величины. Но дело в том, что, несмотря на огромный (1367 Вт/м
2) поток энергии, идущий от Солнца (тепловой поток из недр Земли составляет всего 0,08 Вт/м
2) [8], солнечная радиация на том расстоянии от Солнца, на котором находится Земля, никогда не обеспечивала температуру на ее поверхности выше точки замерзания воды. Средняя глобальная температура Земли сегодня 15°С, в то время как в отсутствие атмосферы температура на поверхности Земли была бы −18°С (255 К). Раннее, только что возникшее Солнце обеспечивало температуру на поверхности не более −40°С (234 К). Но в архейское время существовал теплый океан. Более того, хотя мы не имеем сохранившихся геологических пород старше 3,8 млрд лет, найдены отдельные зерна циркона возрастом 4,2–4,4 млрд лет [9]. Изотопный анализ входящего в их состав кислорода показал, что и тогда уже на Земле существовала жидкая вода.
Температура выше точки замерзания воды и приемлемый для жизни климат обусловлен содержанием в составе атмосферы Земли парниковых газов, к числу которых относятся CO
2, CH
4 и некоторые другие. В отсутствие атмосферы и парниковых газов нормальное состояние Земли — замерзший шар.
История оледенений — это не история событий, вызывающих охлаждение, а история событий, влияющих на судьбу парниковых газов, которые защищают Землю от космического холода.
Преобладающий парниковый газ в первичной атмосфере — метанПервые работы, рассматривавшие на количественном уровне палеоклиматическую роль парниковых газов, появились в 1970-е годы. Т. Оуэн с соавторами рассчитали, что при давлении СО
2 свыше 0,3 бар дефицит светимости раннего Солнца будет компенсирован и средняя температура на поверхности Земли приблизится к современной [10]. Более поздние работы подтвердили эти расчеты [11].
Правда, американский ученый Дж. Кастинг указал на то, что в первых расчетах не учитывалась конденсации СО2 при низких температурах [12]. В условиях Марса, например, СО2 не может компенсировать дефицит солнечной светимости, хотя следы присутствия жидкой воды на Марсе установлены. Такую роль мог бы выполнять метан, который не конденсируется. Но в то время считалось, что метан быстро разрушается при фотолизе, и потому не может длительно существовать в планетной атмосфере [13]. В научной литературе укрепилось представление об углекислой, нейтральной первичной атмосфере Земли.
Поворот произошел с момента публикации статьи К. Сагана и К. Чайбы, показавших, что при фотолизе метана и аммиака в атмосфере возникает аэрозоль органических соединений, поглощающих солнечную радиацию на частотах распада метана и таким образом защищающих его от дальнейшего фотолиза [14]. Поэтому возможно длительное пребывание метана в атмосфере.
Вскоре в журнале Icarus я опубликовал статью, в которой, опираясь на изотопные данные, показал, что преобладающим компонентом углеродной системы СО
2—СН
4 на Марсе 4,5 млрд лет назад действительно был метан [15]. На Земле нет образцов с возрастом 4,5 млрд лет, но есть образец с Марса такого возраста. Это SNC-метеорит (АLH840011) — осколок марсианской породы, выбитый с поверхности раннего Марса при столкновении с астероидом. Карбонатные включения в нем имеют необычный изотопный состав углерода: δ13С варьирует от 38 до 42‰ [16, 17]. Таким изотопным составом карбонат может обладать, только когда не менее 90% в системе СО
2—СН
4 занимает метан. Если метан доминировал в первичной атмосфере Марса, то он мог играть роль преобладающего соединения углерода и в атмосфере Земли.
Здесь нужно упомянуть еще одну сторону проблемы состава первичной атмосферы. Аргументом против восстановленного, метанового, характера атмосферы ранней Земли, помимо фотолитической неустойчивости метана, служил тот факт, что земная мантия окислена. Окисленное состояние земной мантии не поддерживает присутствия метана в продуктах ее дегазации, причем это состояние существует по крайней мере с времени 4,0–3,9 млрд лет назад [18, 19]. Из недр Земли мог поступать только СО
2. Однако, как было показано, в частности, в наших работах [20, 21], первичное состояние Земли вполне могло быть восстановленным, т.е. находящимся в равновесии с метаном. Окисленным же оно стало благодаря процессу наращивания ядра в первые сотни миллионов лет жизни планеты. Таким образом одновременно объяснялась избыточность теплового потока Земли, что тоже было серьезной геохимической проблемой. Предлагались и другие механизмы эволюции мантии от восстановленного состояния к окисленному. Но важно, что в целом возник консенсус в отношении первично восстановленной мантии, а отсюда — и метансодержащей первичной атмосферы Земли.
Мой интерес к составу первичной атмосферы в то время был связан с работой над проблемой происхождения жизни. Свои представления я изложил в книге «Феномен жизни. Между равновесием и нелинейностью» [22]. Одним из положений предложенной гипотезы было представление об АТФ (аденозинтрифосфате) как о наиболее предпочтительной молекулярной форме, которая находится у самого истока возникновения жизни. Но абиогенный синтез аденозинтрифосфата предполагает глубоко восстановительные условия, допускающие присутствие НСN (брутто-формула аденина Н
5С
5N
5 — объединение пяти молекул цианистого водорода), а цианистый водород образуется в среде, где доминирующая форма углерода — СН
4 [23].
Рис. 2. Зависимость K/Na-отношений (изолинии) в океане от соотношения CH4 и CO2 в данной среде. Отношение K/Na > 1, которое отвечает солевому составу среды, благоприятному для биосинтеза, наступает при условии CH4/CO2 > 1В связи с этим упомяну еще одну работу, которую мы выполнили недавно вместе с Б. Н. Рыженко и Ю. В. Наточиным [24]. В воде океана, как известно, натрий преобладает над калием. Доминирование натрия сохранялось в течение всей регистрируемой геологической истории [25]. Однако синтез пептидов в живой клетке осуществляется в условиях преобладания калия над натрием. Эволюция выработала осмотический насос в клеточной мембране, обеспечивающий преобладание калия над натрием во внутриклеточной жидкости современных организмов. Но как осуществлялся первоначальный синтез пептидов на самой ранней молекулярной стадии организации жизни — до возникновения сложной клеточной стенки? Термодинамический анализ показал, что соотношение K/Na > 1 достигается при преобладании в среде метана (рис. 2). Это еще одно свидетельство возникновения жизни в восстановительной среде [26].
Надо сказать, что до начала 70-х годов господствовала точка зрения о первичной метановой атмосфере Земли. Так, первичную атмосферу рассматривал как метановую Г. Юри. Он исходил из результатов своих экспериментов по абиогенному синтезу аминокислот. В 1959 г. вместе с С. Миллером он опубликовал получившую большую популярность работу об абиогенном синтезе аминокислот из смеси метана и аммиака [27]. Но, как я уже говорил, вскоре была показана фотолитическая неустойчивость и метана, и аммиака. К тому же установили, что аминокислоты можно получить и в присутствии СО
2. Сделав круг, наука вернулась к представлению о преобладании метана в первичной атмосфере, т.е. к тому ее типу, который предполагал Юри.
Сегодня в качестве одного из базовых представлений при рассмотрении проблемы зарождения биосферы можно принять восстановленный метансодержащий состав первичной атмосферы Земли.
В архее снова метанК началу архея (4,0 млрд лет назад) мантия становится достаточно окисленной. Метан уже не может быть устойчивым в равновесии с ней. Основной формой углерода, поступающей из мантии, становится СО
2. В архее (от 4,0 млрд до 2,5 млрд лет назад) океан теплый. Казалось бы, теперь роль основного парникового газа должен играть СО
2.
Но здесь возникает новый интересный поворот. Специалисты по почвам обратили внимание на то, что высокое содержание СО
2 в архейской атмосфере неизбежно привело бы к присутствию железа в почвах в форме сидеритов, а этого нет [28]. Допустимый порог 0,003 бар меньше, чем давление, необходимое, чтобы компенсировать низкую светимость Солнца и предотвратить оледенения в архее.
Тогда Кастинг, которого я уже упоминал, с сотрудниками высказывают смелую мысль, что и в архее роль парникового газа мог играть метан, но уже не первичный, а биогенный [29, 30]. Атмосфера в то время была бескислородной. Расчет показывает, что содержание метана в атмосфере могло быть на уровне 10−3 бар, что в дополнение к СО
2 должно обеспечить условие компенсации низкой светимости Солнца.
Если жизнь возникла в восстановительной среде, то логично ожидать присутствие метаногенов среди наиболее ранних организмов. Это следует из их молекулярной филогении [31]. Дополнительным указанием на возможное присутствие метана в архейской атмосфере служат изотопные данные. В породах возрастом 2,7 млрд лет описываются пласты аномально изотопно-легкого органического углерода δ
13С ≈ −38 — −45‰ [32]. Источником его, вероятнее всего, был СО
2, образованный путем окисления метана.
Таким образом, есть основания заключить, что метан, но теперь уже биогенный, и в архее продолжает играть роль активного парникового газа.
Условно (не в количественных характеристиках) это показано на рис. 3, пользуясь которым мы и дальше будем комментировать взаимоотношения биосферы и парниковых газов.
Рис. 3. Схема, иллюстрирующая предполагаемые изменения концентрации парниковых газов CO2 и CH4, а также изменения ресурса углерода биосферы в ходе геологического времени. Показаны линии содержания (качественно) CO2 и CH4, достаточные для компенсации дефицита солнечной радиации в соответствующее время: CO2- и CH4-компенсация соответственноПоявление кислорода в океане
Факт присутствия легкого по изотопному составу органического углерода в отложениях возрастом 2,7 млрд лет служит свидетельством одновременно и наличия изотопно-легкого метана, и появления в среде окислителя, т.е. кислорода. Возраст 2,7 млрд лет — тот рубеж, когда отмечены первые признаки присутствия молекулярного кислорода в океане. В океане, но не в атмосфере.
Архейский океан заселялся простейшими организмами — прокариотами. Первый материально зримый феномен жизни представляют строматолиты — стратифицированные биосферные карбонатные постройки, которые образованы сообществами микроорганизмов. В их числе фотосинтезирующие синезеленые водоросли. Производимый ими кислород потреблялся в аэробно-анаэробном цикле в пределах строматолитового мата. Но аппарат фотосинтеза позволял автотрофам вести независимый образ жизни и распространяться на новые пространства, за пределы строматолитовых сообществ. Появление в позднем архее фотосинтезирующих эукариот интенсифицировало производство молекулярного кислорода. В результате приблизительно 2,7 млрд лет назад в океане появился свободный кислород.
Но кислород не мог сразу выйти в атмосферу. В предшествующие геологические эпохи, которые характеризовались восстановленным режимом, сформировался восстановленный минеральный буфер (рис. 4).
Рис. 4. Геохимические индикаторы событий, связанных с оледенениями: I — периоды оледенений, II — изотопное фракционирование серы, появившееся из-за включения механизма сульфатредукции ≈2,7 млрд лет назад, III — немасс-зависимый изотопный эффект серы, исчезновение которого 2,4 млрд лет назад послужило индикатором возникновения кислородной атмосферы [34], IV — период массового отложения железо-полосчатых (джеспилитовых) формаций, V — вариации изотопного состава углерода карбонатов (δ13Скарб, ‰). Пояснения в текстеВ океанской воде в огромных количествах накопился продукт выветривания магматических пород — закисное железо FeO. В этой форме железо хорошо растворимо, и оно образовало значительную часть солевого состава океана. Появившийся в воде свободный кислород потреблялся на окисление растворимой формы железа и его осаждение в нерастворимой форме Fe
2O
3. Этот отрезок геологической истории отмечен накоплением огромных масс железных руд в виде железополосчатых формаций джеспилитов. В период 2,6–2,1 млрд лет назад сформировалось до 90% известных запасов железных руд в докембрии, включая гигантские месторождения Хамерсли в Австралии, Лабрадора и оз. Верхнего в Северной Америке, Криворожской серии и Курской магнитной аномалии в Восточной Европе [33]. Этот буфер удерживал производимый в ходе фотосинтеза кислород в воде, сохраняя восстановленное состояние атмосферы.
Тем не менее появление кислорода не могло не сказаться на судьбе метана. Приблизительно 2,7 млрд лет назад возник первый сбой в установившемся тепловом балансе, который обеспечивался присутствием метана в атмосфере. В то время фиксируются первые следы оледенения в архее. Это относительно кратковременное и локальное Понгольское оледенение.
Нарастание окислительного потенциала в океане привело к увеличению содержания в нем окисленных форм серы и азота: ионов SO
2−4 и NO
−3. Как следствие, распространились организмы, использующие в своей жизнедеятельности процессы восстановления данных окисленных форм, — сульфатредуцирующие бактерии и денитрификаторы. На рис. 4 показано, что 2,7–2,6 млрд лет назад в породах возрастает диапазон вариаций изотопного состава серы (δ
34S) — показателя изотопного фракционирования серы в процессе бактериальной сульфатредукции.
Выход кислорода в атмосферу. Гуронское оледенениеПо мере исчерпания FeO-буфера кислород начинает поступать в атмосферу. Возникновение кислородной атмосферы в изотопной летописи отмечено исчезновением на рубеже 2,4 млрд лет назад так называемого немасс-зависимого изотопного эффекта серы Δ
32–34S [34]. Иллюстрирующая это диаграмма приведена на рис. 4. Такой тип изотопного эффекта в геохимии серы проявляется лишь в среде, лишенной кислорода. Наличие его в породах старше 2,4 млрд лет и практическое отсутствие в более молодых отмечает рубеж становления кислородной атмосферы на Земле.
Появление молекулярного кислорода в атмосфере привело к выведению из атмосферы метана. В результате 2,4 млрд лет назад метан перестал играть роль основного парникового газа, которую он выполнял в течение почти 2 млрд лет. Удаление из атмосферы метана, удерживавшего на Земле благоприятный для жизни климат, привело к резкому охлаждению. Наступило глобальное Гуронское оледенение, продолжавшееся почти 200 млн лет. Жизнь замерла.
Тем временем концентрация СО
2 в атмосфере нарастала за счет СО
2, поступавшего из недр. Происходило также окисление ранее накопленных масс органического углерода. Кроме того, в условиях оледенения потребление углекислоты в процессах биосинтеза и осадконакопления было минимальным.
Таким образом, содержание СО
2 в атмосфере достигло уровня 0,015–0,020 бар, достаточного для компенсации дефицита солнечной радиации в тот период (см. рис. 3). Гуронское оледенение завершилось. После этого в течение 1,5 млрд лет никаких следов оледенений в геологической истории протерозоя не отмечалось.
Пауза в 1,5 млрд лет в истории оледенений и их каскад в конце протерозояКаковы же причины столь длительной паузы и затем возвращения к оледенениям в позднем протерозое? На мой взгляд, это следствие установившегося конфликта между ролью СО
2 в качестве основного парникового газа и его ролью в качестве источника углерода биосферы.
Всмотримся подробнее в те процессы, которые сопровождают цикл углерода (рис. 5). Основной сток углекислоты из атмосферы происходит в процессе выветривания. Бикарбонат и катионы выносятся в океан, где происходит осаждение карбоната и биосинтез. Осуществление биосинтеза требует обязательного участия элементов-нутриентов, важнейший из которых фосфор. Именно доступность фосфора ограничивает размеры биопродукции. Большая его часть возвращается в зону биосинтеза при деструкции осаждаемого органического вещества. Обычно безвозвратно захоранивается менее 1% биогенного материала. Сток углерода и нутриентов возмещается их притоком в процессе выветривания.
Рис. 5. Цикл углеродаВ нормальном цикле углерода стоки и потоки уравновешены. Однако, если, например, вследствие усиления вулканизма и выветривания увеличивается поступление нутриентов, биопродукция начинает несбалансированно возрастать. Цикл кислорода не успевает обеспечивать деструкцию материала, поступающего в осадок, и в осадочном бассейне устанавливается аноксигенная обстановка. Возрастает масса захораниваемого углерода, и в конечном счете усиливается сток СО
2 из атмосферы.
Если величина стока СО
2 из атмосферы уменьшит его содержание в атмосфере настолько, что оно не сможет компенсировать дефицит светимости Солнца, то это приведет к оледенению. Значительность стока зависит от соотношения резервуаров углерода в атмосфере и биосфере.
После завершения Гуронского оледенения активность биоты в условиях благоприятного климата стала нарастать. Через 1,5 млрд лет резервуар мобильного углерода биосферы стал соизмерим с массой углерода, содержащегося в атмосфере (см. рис. 3). Теперь колебания интенсивности процессов, происходящих в биосфере, способны были существенно влиять на содержание СО
2 в атмосфере. Усиление вулканизма в неопротерозое на рубеже 730 млн лет назад стало спусковым механизмом к охлаждению климата и наступлению Стертского оледенения.
С этого момента устанавливается колеблющееся равновесие между интенсивностью развития биоты и содержанием СО
2 в атмосфере. В свою очередь, оледенение приводит к ослаблению биосинтеза и осадконакопления, что ведет к восстановлению доледниковых условий в цикле углерода.
В результате следует череда оледенений: Стертское, Марино, Гаскье. Они и большинство последующих отчетливо коррелируют с эпохами активизации вулканизма. Эта линия продолжается в фанерозое. В ордовике (445–443 млн лет назад) возникает оледенение, сопоставимое по масштабам с неопротерозойскими. Затем оледенение отмечается в позднем девоне.
Еще один важный и полезный для анализа процесс связан с фракционированием изотопов углерода. Дело в том, что биосинтез сопровождается концентрированием в живых организмах легкого изотопа углерода С
12. При интенсивном биосинтезе среда, в которой он происходит, обедняется легким изотопом углерода, и карбонат, осаждающийся из этой среды, должен быть изотопно-тяжелым, т.е. характеризоваться более высокими значениями δ
13С.
Следовательно, если периоды оледенений связаны с усиленным стоком углерода, им должны предшествовать периоды отложения карбонатов, обогащенных тяжелым изотопом углерода. Действительно, некоторые авторы отмечали связь оледенений с вулканизмом и отложением изотопно-тяжелых карбонатов. На рис. 6 приведен такой пример. Как видно из диаграммы, взятой из работы Дж. П. Хальверсона с соавторами, периодам оледенений в неопротерозое предшествуют периоды отложения карбонатов, аномально обогащенных тяжелым изотопом [35]. Нормальный изотопный состав карбонатов следует приблизительно нулевой линии. Значения δ
13С, выходящие за пределы 4, указывают на аномально высокий сток. Однако подобные экскурсы изотопного состава карбонатов наблюдались и раньше (см. рис. 4). Но они не были связаны с оледенениями. Это как раз служит подтверждением нашего понимания причин их появления. Резервуар углерода, связанный с биотой, после Гуронского оледенения был меньше резервуара углерода СО
2. Периоды усиления активности биопродукции отражались на изотопном составе углерода в зоне биосинтеза. Но при том объеме биоты, который был в раннем протерозое, усиление стока под действием разных факторов (например, вулканизма) не приводило к такому глобальному оттоку атмосферного СО
2, который бы основательно сказывался на тепловом режиме. Отсюда длительная стабильность климата. Только в конце протерозоя, к рубежу 0,8 млрд лет назад, объем биоты в океане достиг величины, при которой колебания биопродукции (если они были значительными) стали сопоставимы с ресурсом СО
2 в атмосфере.
Рис. 6. Вариации изотопного состава углерода карбонатов в неопротерозое при наступлении оледенений: 1 — Cтертское, 2 — Марино, 3 — Гаскье [35]Новый режим, связанный с экспансией биоты на сушуУстановившаяся линия колебательного равновесия продолжается в палеозое. Но в девоне — карбоне открывается новая страница в истории биосферы. Происходит экспансия жизни на сушу. Это приводит к принципиально новому перераспределению резервуаров углерода.
Посмотрим это на примере современной биосферы. В ней содержится примерно 590·10
9 т СО
2. Масса биоты в современном океане составляет немногим более 4·10
9 т углерода, а годовая биопродукция — 71·10
9 т. Степень фоссилизации органического вещества в морских осадках составляет приблизительно 0,4%, а общий сток углерода — приблизительно 1,25·10
9 т/год. Если сток будет превосходить приток, то в относительно короткое геологическое время может произойти заметное изменение СО
2-ресурса атмосферы. Так и было.
Но теперь на суше присутствует биота, масса которой составляет 746·10
9 т. При почти замкнутом цикле она играет роль не столько потребителя СО
2, сколько буфера. К тому же биомасса на суше связывает нутриенты (в том числе фосфор) и препятствует их движению в океан. Реакция биомассы океана на вулкано-тектонические события становится более консервативной. Оледенения более не возникают с той периодичностью и в том масштабе, как в неопротерозое и в начале палеозоя.
На этом фоне ярче проявляются другие факторы. На границе перми и триаса (252–250 млн лет назад) происходит небывалый по масштабам трапповый вулканизм. На границе мела и палеогена (65,4 млн лет назад) случилось массовое вымирание фауны, вызванное, как полагают, падением астероида. В позднем палеоцене (55,6 млн лет назад) возникает быстрое (за 10
4 лет) потепление донных вод океана — более чем на 4°С. Оно могло стать следствием внедрения в атмосферу больших масс высвободившегося газгидратного метана. Но в целом эти потрясения были лишь осложнениями на фоне основного тренда в истории биосферы. Последние 40 млн лет происходит медленное охлаждение климата. Мы должны иметь в виду, что в осадочной оболочке складируется все большее количество углерода. А внутренний углеродный ресурс Земли медленно исчерпывается. При все еще недостаточной светимости Солнца это приведет к глобальному охлаждению климата Земли в течение геологического времени.
Геохронология событийМожно выделить несколько этапов, когда реализовывались разные сценарии взаимодействия биосферы с составом атмосферы:
4,5–3,9 млрд лет назад. Первичная СН
4-содержащая атмосфера;
3,9–2,7 млрд лет назад. Биогенный метан в дополнение к СО
2 исполняет роль парникового газа в бескислородной атмосфере архея;
2,7 млрд лет назад. Появление O
2 в океане;
2,7–2,4 млрд лет назад. Переходный период. Буферирующая роль FeO;
2,4 млрд лет назад. Появление кислородсодержащей атмосферы. Срыв механизма компенсации низкой светимости Солнца. Метан перестает играть роль компонента, обеспечивающего компенсацию дефицита солнечной радиации, а двуокись углерода не достигает нужного для этого содержания. Наступает глобальное оледенение;
2,4–2,2 млрд лет назад. Гуронское оледенение, продолжающееся около 200 млн лет;
2,2–0,8 млрд лет назад. Содержание СО
2 в атмосфере достигает уровня, достаточного для компенсации низкой светимости Солнца. Период оледенения завершается. Устанавливается стабильный в течение 1,5 млрд лет климат;
0,8–0,3 млрд лет назад. Ресурс подвижного углерода биосферы становится сопоставим с ресурсом СО
2 в атмосфере. Возникает чередование оледенений и потеплений;
0,3 млрд лет — ныне. С появлением массивного буфера органического углерода на суше изменяется картина взаимосвязи биосферы и климата.
***В заключение уместен вопрос: что происходило бы, если бы светимость Солнца с самого начала была достаточной для существования жидкой воды на поверхности планеты? Дегазация недр при том составе, который имело допланетное вещество, оставалась бы приблизительно такой же. Парниковые газы тогда привели бы к перегреву земной поверхности и, как следствие, — к утрате воды. И мы бы имели сценарий Венеры. А что было бы, если бы светимость была меньше? Анализ показывает, что тогда развитие могло бы идти по тому же пути, который и состоялся на Земле. Но с большой задержкой. Оледенение типа Гуронского длилось бы не 200 млн, а 2 млрд лет. И к сегодняшнему дню жизнь могла бы развиться до уровня простейших организмов, который она имела в протерозое.
Итак, нам - высшим организмам - очень повезло с нашей светимостью Солнца.
Литература
1. Oglesby R. J., Ogg J. G. The effect of large fluctuations in obliquity on climate of the Late Proterozoic. Paleoclimates. 1999; 2: 293–316. 2. Hoffman P. F., Schrag D. P. The snowball Earth hypothesis: testing the limits of global change // Terra Nova. 2002; 14: 129–155.
3. Rooney A. D. Macdonald F. A., Strauss J. V. et al. Re—Os geochronology and coupled Os—Sr isotope constrains on the Sturtian snowball Earth // Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 2014; 111: 51–56.
4. Чумаков Н. М. Проблема тотальных обледенений Земли в позднем докембрии // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2008; 16(2): 3–15.
5. Добрецов Н. Л. Периодичность геологических процессов и глубинная геодинамика // Геология и геофизика. 1994; 35(5): 3–19.
6. Feulner G., Hallmann C., Kienert H. Snowball cooling after algal rise // Nature Geoience. 2015; 8: 659–662.
7. Галимов Э. М. Роль низкой светимости Солнца в истории биосферы // Геохимия. 2017; 5: 381–401.
8. Mendoza M. Total solar irradiance and climate // Space Research. 2005; 35: 882–890.
9. Harrison T. M., Schmitt A. K., McCulloch M. T., Lovera O. M. Early formation (N = 4.5 Ga) formation of terrestial crust: Lu-Hf, delta O
18, and Ti thermometry results for Hadean zircons // Earth Planet. Sci. Lett. 2008; 268: 476–486.
10. Owen T., Cess R. D., Ramanathan V. Enhanced CO
2 greenhouse to compensate for reduced solar luminosity on early Earth // Nature. 1979; 277: 640–642.
11. Kiehl J. T., Dickinson R. E. A study of the radiative effects of enhanced atmospheric CO
2 and CH
4 on early Earth surface temperatures // J. of Geophysical Research. 1987; 92(D3): 2991–2998.
12. Kasting J. F. CO
2 condensation and the climate of early Mars // Icarus. 1991; 94: 1–13.
13. Kuhn W. R., Atrea S. K. Ammonia photolysis and the greenhouse effect in the primordial atmosphere of the Earth // Icarus. 1979; 37: 207–213.
14. Sagan C., Chyba C. The Early Faint Sun Paradox: Organic Shielding of Ultraviolet-Labile Greenhouse Gases // Science. 1997; 276: 1217–1221.
15. Galimov E. M. On the phenomen of enrichment of Mars in 13C: A suggestion on the reduced initial atmosphere // Icarus. 2000; 147: 472–476.
16. Иванов М. В., Леин А. Ю. Метанобразующие микроорганизмы - компонент биосферы Марса // ДАН СССР. 1991; 321(6): 1272–1276.
17. Ivanov M. V., Lein A. Yu. Biogeochemical evidences of microbial activity on Mars // Adv. Space Res. 1995; 15: 7.
18. Delano J. W. Redox history of the Earth’s interior since similar 3900 Ma: implications for prebiotic molecules. Origin Life // Evol. Biosphere. 2001; 31(4–5): 311–341.
19. Canil D. Vonadium in peridotites, mantle redox and tectonic environments: Archean to present // Earth Planet Sei. Letters. 2002; 195(1–2): 75–90.
20. Галимов Э. М. Наращивание ядра Земли как источник ее внутренней энергии и фактор эволюции окислительно-восстановительного состояния мантии // Геохимия. 1998; (
: 755–758.
21. Galimov E. M. Redox evolution of the Earth caused by a multi-stage formation of its core // Earth Planet Sci. Lett. 2005; 223: 263–276.
22. Галимов Э. М. Феномен жизни. Между равновесием и нелинейностью. Происхождение и принципы эволюции. М., 2001.
23. Zahnle K. J. Photochemistry of methane and the formation of hydrocianic acid (HCN) in the Earths early atmosphere // Journal of Geophysical Research. 1986; 91(D2): 2819–2834.
24. Kempe S., Degens E. T. An early soda ocean? // Chem. Geology. 1985; 53: 95–108.
25. Наточин Ю. В., Рыженко Б. Н., Галимов Э. М. Роль солевого состава (K/Na) водной среды в биологической эволюции // Проблемы зарождения и эволюции биосферы / Ред. Э. М. Галимов. М., 2008: 403–408.
26. Галимов Э. М., Рыженко Н. Б. Разрешение K/Na-биогеохимического парадокса // Доклады РАН. 2008; 421(3): 375–377.
27. Miller S. L., Urey H. C. Organic compound synthesis on the primitive Earth // Science. 1959; 130: 245–251.
28. Rye R., Kuo P. H., Holland H. D. Atmospheric carbon dioxide concentration before 2.2 billion years ago // Nature. 1995; 378: 603–605.
29. Pavlov A. A., Kasting J. F., Lisa L. B. Greenhouse warming by CH
4 in the atmosphere of early Earth // J. of geophysical research. 2000; 105(5): 11981–11990.
30. Kasting J. F. Methane and climate during the Precambrian era // Precambrian Research. 2005; 137: 119–129.
31. Woese C. R., Fox G. E. Phylogenetic structure of the prokaryotic domain: The primary kingdoms // Proc. Nat. Acad. Sci. U.S.A. 1977; 74: 5088.
32. Scholle M., Wellmer F. W. Anomalous
13C depletion in Early Precambrian graphites from Superior Province, Canada // Nature. 1981; 290: 696–699.
33. James H. L., Trendall A. F. Mineral deposits and the evolution of the Biosphere. H. D. Holland, M. Schidlowski (eds.). Berlin, 1982.
34. Farguhar J., Bao H., Thiemens M. Atmospheric influence of Earth’s earliest sulfur cycle // Science. 2000; 289(5480): 756–758.
35. Halverson G. P., Hoffman P. F., Schrag D. P. et al. Toward a Neoproterozoic composite carbon-isotope record // GSA Bulletin. 2005; 117(9/10): 1181–1207.
Эрик Галимов, академик РАН, доктор геолого-минералогических наук, научный руководитель Института геохимии и аналитической химии имени В. И. Вернадского РАН (директор в 1992–2015 гг.), почетный профессор Московского государственного университета имени М. В. Ломоносова, член Президиума РАН (2002–2013), президент Международной ассоциации геохимии и космохимии IAGC (2000–2004). Геохимик. Награжден медалью Альфреда Трейбса (2004) и золотой медалью В. И. Вернадского (2018), лауреат Государственной премии РФ по науке и технологиям (2016).
«Природа» №6, 2019
https://elementy.ru/nauchno-populyarnaya_biblioteka/435255/Oledeneniya_v_istorii_Zemli_biosfera_i_nizkaya_svetimost_Solntsa?from=bxblock
