big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Диссипация воды в Космос

В предыдущем разделе мы рассматривали одну сторону процесса влагообмена между Космосом и Землей — ту его часть, которую можно назвать приходной статьей водного баланса Земли.

Обратимся к другой стороне этого процесса—к расходной статье общепланетарного водного баланса, безвозвратным потерям воды на Земле, которые могут быть следствием диссипации легких газов, ускользания их за пределы земного притяжения.

Из астрофизики известно, что возможность диссипации определяется массой Земли, расстоянием молекулы от центра Земли, температурой и плотностью воздуха, массой самой молекулы (Мороз, 1967). Чтобы молекула могла покинуть атмосферу Земли, ее скорость должна быть больше параболической

где uп — параболическая скорость, γ — постоянная тяготения, М — масса Земли, R — радиус Земли, z— критический уровень над поверхностью Земли, выше которого возможна диссипация молекулы данного газа, R + z— радиус критического уровня. Если скорость молекулы или атома меньше параболической, то их орбита является замкнутой, эллиптической или круговой, что исключает диссипацию. К. Девис и Дж. Дэй (1964) полагают, что рассеяние атмосферы Земли возможно в том случае, если средняя скорость движения молекул в атмосфере превышает 74 параболической или так называемой второй космической (11,2 км/сек.).

Время диссипации газов существенно зависит от температуры тех слоев земной атмосферы, где возможна диссипация и скорость движения молекулы или атома превышает параболическую. В табл. 4 показано рассчитанное время (число лет) полной диссипации из земной атмосферы различных атомов при разной температуре.

Данные по водороду и гелию заимствованы у Хргиана, по азоту и кислороду — из работы Шпицера (Spitzer, 1949).

Как видно из табл. 4, атомы водорода при температуре атмосферы порядка 1000° и выше должны ускользать очень быстро.

По расчетам В. И. Мороза (1967), время диссипации водорода приблизительно равно 50 годам, гелия —10 млн. лет и кислорода — 1029 лет. Расчет выполнен исходя из температуры атмосферы 1800° К на высоте 550 км от поверхности Земли.

Измерения температуры на высотах, где рассеяние газов в межпланетное пространство может иметь место в значительных количествах, в пределах экзосферы дали величины порядка 1000—2000° К. При этом ночью температура понижается до 700—1000° К, а днем повышается до 1700—1800° К и больше (Кондратьев, 1965).

По данным В. В. Михневича (1965), температура порядка 1200—1600° К была зарегистрирована при запусках советских ракет даже на высотах 200—250 км, в нижней части термосферы.

Имеются данные, указывающие на значительные изменения температуры термосферы в зависимости от солнечной активности: ночью температура на высотах более 400—500 км изменяется от 700° К вблизи минимума солнечной активности до 1400° К во время ее максимума; а днем — соответственно от 900° К до 1800° К (Данилов, 1967).

Итак, в верхней атмосфере температурные условия благоприятствуют значительному ускорению диссипации газов. Легкие газы, в особенности водород, на больших высотах могут диссипировать очень быстро. Несколько медленнее ускользает гелий. Масса других газов вследствие диссипации не могла заметно измениться на Земле в космические сроки.

Существенно облегчает диссипацию газов Земли в межпланетное пространство изменение плотности атмосферы с высотой. В высоких слоях наблюдается очень малая плотность земной атмосферы, что намного уменьшает вероятность столкновений молекул и атомов между собой и благоприятствует ускользанию их за пределы земного притяжения.

По образному сравнению К. Орр (1964), молекуле воздуха близ уровня моря необходимо пробежать не более нескольких миллионных долей сантиметра, чтобы столкнуться с другой молекулой, в то время как на высоте 300 км ей потребуется преодолеть расстояние до 10 км. Ту же величину (10 км) приводит С. К. Митра (1955).

По наблюдениям, выполненным в последние годы на ракетах и спутниках с учетом изменения орбит спутников, плотность атмосферы следующим образом изменяется с высотой (Данилов, 1967):

Необходимо отметить существование значительных вариаций плотности атмосферы с высотой в разные часы суток при разной интенсивности солнечной активности. Зарегистрированы случаи, когда в дневные часы суток плотность атмосферы на высотах 600—700 км изменялась в 30—50 раз от периода максимума солнечной активности до периода ее минимума. На меньших высотах (100—200 км) вариации плотности значительно меньше.

Количество молекул или атомов, покидающих верхнюю атмосферу в единицу времени (Мороз, 1967) с массой m, равно 4πRc2N, где N — полный поток частиц; Rc = R + z, где R— радиус Земли, z — критический уровень и R+-z— радиус критического уровня. Величина N определяется из уравнения

Здесь ni — численная концентрация молекул или атомов,

е = 2,718 — основание натуральных логарифмов;

uде Rc — радиус критического уровня (или сумма R + z) и z — критический уровень над поверхностью Земли, выше которого возможна диссипация молекулы или атома данного газа, с — средняя квадратичная скорость молекулы или атома

где k — постоянная Больцмана, Т — температура °К, m — масса молекулы или атома.

После рассмотрения условий, определяющих возможность и интенсивность диссипации атмосферных газов в межпланетное пространство, перейдем к краткому обзору опубликованных работ по этой проблеме, а затем остановимся на количественных оценках возможных потерь воды в результате диссипации водорода в космическое пространство.

До запуска ракет и спутников в космическое пространство в печати изредка появлялись сообщения о возможной фотодиссоциации Н2О на Н и ОН в верхней атмосфере. А. Б. Мейнел один из первых в 1950 г. доказал наличие гидроксила ОН в верхних слоях атмосферы (Бютнер, 1959).

Э. К. Бютнер (1959), анализируя возможные условия диссоциации водяных паров в верхних слоях земной атмосферы под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца и космических лучей, пришла к заключению, что фотодиссоциация воды протекает в атмосфере преимущественно на высотах от 70 до 80 км, где, как известно, появляются так называемые серебристые облака. Вероятность (коэффициент) диссоциации молекул Н2О, по ее расчетам, на высоте 70 км получилась равной 3∙10-8 сек-1. и на высоте 80 км — 4∙10-7 сек-1; концентрация атомарного водорода на высоте 80 км составила 1010 см-3.

На границе земной атмосферы полная вероятность диссоциации молекул Н2О должна составлять, по Бютнер, 2,5∙10-6 сек-1.

По А. Д. Данилову (1967), вероятность диссоциации Н2О на высоте 70 км порядка 10-7 сек-1. и на высоте 90 км—10-6 сек-1., что в общем подтверждает расчеты Бютнер.

По современным представлениям, опирающимся на данные ракет и спутников, фотодиссоциация молекул воды на высотах 70—100 км является общепризнанным процессом в верхней атмосфере.

Кроме фото диссоциации Н2О по реакции Н20 + hv→ОН + H, в верхней атмосфере возможна фотодиссоциация метана СН4 по реакциям СН4+hv→СН2 + Н2 или СН4+hv→СН3 + Н, причем образующиеся молекулы СН2 и СН3 будут диссоциировать дальше, приводя к образованию атомарного водорода, СО и СО2. Коэффициенты диссоциации (вероятность диссоциации) метана Данилов (1967) оценивает величинами порядка 3,8 X 10-7 сек-1 на высоте 70 км, 3,6∙10-6 сек-1. на высоте 80 км и 5,0∙10-6 сек-1 на высоте 90 км. Как видно из этих данных, коэффициенты диссоциации Н2О и СН4 на высотах 70—90 км близки между собой.

Попутно напомним, что, по М. Николе, в однородной атмосфере (приблизительно до 100 км) Н2О по объему содержится 10-2—10-5%, СН4—1,5∙10-6%, Н2 — 5∙10-7%. После воды метан, как возможный источник атомарного водорода в верхней атмосфере, занимает второе место.

По В. А. Соколову (1966), в атмосфере содержание (%) Н2О равно 101—10-3; СН4—10-5—10-6, Н2—10-5 и О3—10-5—10-6. Таким образом, в нижней атмосфере водород занимает второе место.

Молекулы водорода также могут фотодиссоциировать в верхней атмосфере по реакции Н2 + hv→Н + Н. В верхней атмосфере возможны и другие реакции, например между водородом, кислородом, озоном и окислами азота; между гидроксилом ОН, перегидроксилом НО2, перекисью водорода Н2О2 и водородом, кислородом, озоном и т. д. При этом большинство реакций имеют обратимый характер, что должно приводить к частичным рекомбинациям разрушенных до этого молекул водорода и воды. Однако среди множества реакций можно выбрать основные — наиболее быстрые, определяющие концентрации нейтральных и ионизованных атомов в верхней атмосфере. К таким относят реакции Н + О3→ОН + О2 и ОН + 0→02+Н, причем константа скорости второй реакции приблизительно вдвое больше константы первой (Данилов, 1967).

Теоретические исследования и экспериментальные данные ракет и спутников указывают на быстрое уменьшение в высокой атмосфере концентрации Н2О и увеличение с высотой концентрации сначала атомарного кислорода, затем азота, гелия и на больших высотах атомарного положительно заряженного водорода. Как было указано ранее, выше 1500—2000 км простирается протоносфера, нижнюю часть которой часто называют водородной геокороной вследствие абсолютного преобладания в ней ионизированных атомов водорода.

Каково происхождение водородной геокороны; можно ли с уверенностью утверждать, что ее водород является преимущественно земным, а не космическим?

В противоположность Шмидту, Шкловскому и др., Юри (1952), Польдерварт (1957), Виноградов (1959), Девис и Дэй (1964), Мороз (1967) и др. придерживаются мнения, согласно которому первичная атмосфера Земли с преобладавшими в ней неокисленными соединениями СН4, NH3, H2, He, N2 не сохранилась на земной планете. Виноградов (1959) по этому поводу замечает: «Космический водород сохранился на Земле практически только в виде соединений Н2О».

Г. К. Юри (1959) полагает, что на ранней стадии развития Земли, когда кислорода не было в атмосфере, водород проникал в верхние слои первичной атмосферы в больших количествах и ускользал в космическое пространство более интенсивно, чем теперь. При современном строении атмосферы ускользание водорода в межпланетное пространство ограничивает процесс конденсации воды в тропопаузе, где наблюдается низкая температура. По этой причине в современной атмосфере диссипация водорода, по его мнению, не может быть значительной. К этому можно добавить, что этот процесс, по-видимому, ограничивает и озоновый экран.

И. С. Шкловский (1951, 1965) рассматривает два возможных варианта диссипации водорода первичной атмосферы: 1) при образовании Земли из вещества, бедного водородом и гелием, что признавал Шмидт и его сторонники, и 2) при условии, что первоначальный состав Земли был тождественным составу Солнца, где водород доминирует над всеми другими элементами. В первом случае диссипация водорода должна была закончиться всего в несколько лет при температуре земной атмосферы около 1500° К на высоте 500 км. Во втором случае, по расчетам Шкловского, никакая диссипация не может «отсортировать» водород и гелий за космически приемлемые сроки. По Шкловскому (1951), минимальное время диссипации

 лет,

где Т — температура в слое диссипации.

Расчет по этой формуле дает tmin —330 млрд. лет при Т = = 2000° К, что исключает возможность полной диссипации летучих элементов за время существования Земли (4,5— 5 млрд. лет). Однако не ясно, были ли приняты во внимание в этих расчетах другие параметры массы Земли и параболической скорости, характеризующие первые стадии ее развития. Если учесть выпадающую на Землю аккрецию межпланетного вещества, которая по современным определениям довольно значительна, то масса Земли в прошлом должна была быть меньше.

Меньше была и параболическая скорость, что обусловливало более значительную скорость летучих компонентов первичной атмосферы по сравнению с их современной скоростью.

В качестве примера, иллюстрирующего воздействие массы планеты на параболическую скорость, можно указать Луну, где параболическая скорость равна 2,4 км/сек., или Юпитер, где она возрастает до 94 км/сек. Масса Луны в 80 раз меньше, а масса Юпитера в 318 раз больше массы Земли.

Период времени, в течение которого существовала неокисленная первичная атмосфера Земли, пока в точности не известен. Есть предположения (Баранов, 1963; Шкловский, 1965), оценивающие его продолжительность в 1 — 1,5 млрд. лет. Если признать эту величину достоверной, то можно заключить, что диссипация протекала довольно продолжительный период времени при другом составе атмосферы, без озонового экрана, в иных условиях земного притяжения, что должно было привести к потере значительной массы легких газов.

Если древняя атмосфера содержала СО2 больше, чем современная (что разделяют многие исследователи), то это неизбежно должно было обусловить более высокий температурный уровень первичной атмосферы, так как углекислота, как известно, способна, наряду с водяными парами, создавать значительный оранжерейный эффект атмосферы.

По расчетам Любимовой (1958), наиболее интенсивное выделение тепла Землей имело место между первым и вторым миллиардами возраста Земли: оно в 6—7 раз было больше, чем в современный период. Близкие соотношения получены и другими исследователями (Старик и Шац, 1956; Юри, 1959).

Одной из причин более интенсивного выделения тепла в ранние периоды истории Земли была повышенная радиоактивность, на что указывали еще Хлопин (1937), Вернадский (1965) и др.

По-видимому, в ранние периоды геологической истории происходило наиболее интенсивное разогревание верхних сфер Земли, после чего температура их качала медленно падать (примерно на 100° К за 1 млрд. лет).

Все это вместе взятое говорит в пользу признания более высокого теплового уровня на поверхности и в атмосфере Земли в ранние стадии ее развития и соответственно более интенсивной диссипации легких газов в межпланетное пространство.

Вернемся к вопросу о происхождении водородной геокороны. Доминирующий в ней водород может быть космического, земного или смешанного происхождения — космического и земного.

Если бы водород геокороны был космического происхождения, концентрация его должна бы с течением времени нарастать, так как Солнце (солнечный ветер) непрерывно, хотя и с разной интенсивностью, посылает в направлении земной атмосферы поток протонов, плотность которого N примерно равна 2∙108 см-2 сек.-1

В действительности нарастания концентрации водорода в геокороне не наблюдается, так как магнитное поле Земли отклоняет подавляющее большинство солнечных протонов. Вторжение их в магнитосферу Земли, по-видимому, происходит только в нейтральных точках, где напряженность поля близка к нулю (Плетнев и др., 1965).

Если пренебречь влиянием магнитного поля Земли, то в этом случае на критическом уровне должна существовать равновесная концентрация водорода земного происхождения, которая уравновешивала бы поток солнечных протонов.

При температуре 1800° К на высоте 550 км над поверхностью Земли равновесная концентрация водорода получается равной 104 см-3 (Мороз, 1967). Примерно такая же концентрация водорода соответствует критическому уровню земной атмосферы. В пределах термосферы, в частности на уровне 200 км, концентрация атомарного водорода варьирует в зависимости от температуры от 104 до 106 см-3 (Данилов, 1967).

В обоих случаях водород солнечного ветра, по крайней мере в больших количествах, едва ли может проникать в пределы магнитного поля Земли.

Есть еще один факт, косвенно подтверждающий земное происхождение водородной геокороны: в атмосфере Венеры, по данным советской космической станции «Венера-IV», водородной короны не оказалось, несмотря на более близкое расположение Венеры к Солнцу.

Однако наиболее убедительным доказательством диссипации водорода является недостаток его на всех планетах земной группы, что, по мнению астрофизиков и геохимиков, является особенно поразительным их свойством.

Рассмотрим количественные оценки диссипации водорода, известные нам из опубликованных источников, и расчеты возможных потерь воды в космическое пространство.

Э. К. Бютнер (1959) скорость диссипации земного водорода определяет в 109 частиц см-2 сек-1. Принимая возраст Земли равным 4 млрд. лет и скорость диссипации постоянной, она рассчитала, что за весь период существования Земли в межпланетное пространство поступило водорода из 6,5 • 1025 молекул воды, что соответствует столбу воды высотой 20 м. Это составляет 0,4% массы наземных и подземных вод и несомненно преуменьшено.

В. Ф. Дерпгольц (1962) считает, что за время существования планеты в межпланетное пространство улетучилась масса водорода, соответствующая слою 25 м. За основу он взял расчеты Бютнер, но возраст Земли принял равным 5 млрд. лет.

По вычислениям Юри (1959), в межпланетное пространство ускользает в единицу времени 107 частиц см-2 сек-1, что соответствует разложению слоя воды около 20 см в течение 4,5 млрд. лет. Сам Юри считает эту величину заниженной. Вместе с тем тот же исследователь отмечает, что для окисления углерода, серы, азота и закиси железа земной коры необходимо было разложение (потеря) около 10% всей массы воды океанов, что соответствует слою воды примерно 290—300 м. При этом водород, как отмечает Юри, должен был улетучиться в космическое пространство.

И. Калп (Kulp, 1951) оценивает потери воды в космическое пространство за время существования Земли в 1,2 • 1024 г. Это составит слой воды около 2400 м, или более 47% всей воды современной гидросферы.

А. Д. Данилов (1967), рассматривая реакции в ионосфере с участием водорода и гелия, склоняется к выводу о большой скорости убегания водорода из земной атмосферы в космическое пространство. Обязательным условием для этого должна быть большая скорость образования водорода в мезосфере. Данилов приводит скорость диссипации Н, равную 1011 см-2 сек-1.

Величины, характеризующие убыль воды из земной атмосферы в космическое пространство, по данным Бютнер и Калп, получены разными методами. Бютнер свои расчеты основывала на учете условий, возникающих для газов в верхней атмосфере, а Калп брал за основу процессы дифференциации вещества, происходящие в земной коре и мантии.

Из приведенных данных можно заключить, что количественная оценка процесса диссипации водорода в космическое пространство пока ненадежна. Отсюда и расходная статья общепланетарного баланса воды остается неизвестной, несмотря на общее признание процесса диссипации.

Уязвимым местом в имеющихся расчетах диссипации газов из земной атмосферы являются разнообразные обратимые реакции, указывающие на возможность процессов рекомбинации, в частности образования вновь молекул воды из водорода, метана, кислорода.

Источников пополнения водорода в земной атмосфере можно назвать несколько. Среди них наиболее значительными являются: а) разложение органических остатков, главная масса которых образуется, как известно, в результате фотосинтеза; б) выделение водорода в результате вулканической деятельности; в) выделение водорода в процессе синтеза в коре выветривания некоторых минералов; г) фотодиссоциация воды в верхней атмосфере под воздействием ультрафиолетового солнечного излучения и космических лучей.

Роль фотосинтеза в разложении воды и превращениях водорода будет рассмотрена в следующих разделах. Уместно, однако, отметить, что большинство исследователей склонно видеть в органическом фотосинтезе главный источник, обусловливающий процесс разложения воды и, следовательно, дальнейшие превращения водорода. Заметим также, что одним из основных процессов, поставляющих водород в атмосферу при разложении органических остатков, является распад углеводов в анаэробных условиях. В качестве примера приводим распад глюкозы

или распад клетчатки

 

X. Юнге (1965, стр. 100) указывает, что «на Багамских отмелях бактерии вырабатывают газ, который содержит 63% Н2, 26% СО2...».

В. А. Соколов (1966), анализируя газовый состав современных отложений суши, приходит к выводу, что главным продуктом, генерируемым анаэробными бактериями, является метан. Попадая в верхнюю атмосферу, этот газ в результате фотодиссоциации также становится источником водорода. Реакция протекает по уравнению (Данилов, 1967)

Поступлению водорода в атмосферу в результате вулканической деятельности, по-видимому, можно не придавать большого значения (по Соколову оно составляет < 1%). В оценке роли этого источника водорода нет разногласий.

На значительное выделение водорода в процессе синтеза минералов в коре выветривания указывал М. М. Ермолаев (1966). Миграция Н и ОН в атмосферу особенно значительна в реакциях образования минералов группы хлоритов и гидрохлоритов.

Наконец, некоторую роль в пополнении водорода в верхней атмосфере Земли играет фотодиссоциация Н2О. Однако, по расчетам Мороза (1967) и других исследователей, фотодиссоциацией как источником кислорода (следовательно, и водорода— Л. А.) в современный период развития атмосферы можно пренебречь. В качестве примера сошлемся на расчеты Голланд (Holland, 1964), согласно которым, из 182•1020 г кислорода, продуцированного за всю геологическую историю, только 1•1020 г можно отнести за счет фотодиссоциации водяного пара, остальные 181•1020 г — за счет фотосинтеза.

В заключение рассмотрим наиболее спорную часть проблемы диссипации водорода в космическое пространство — возможность постоянного притока водорода в верхнюю атмосферу от земной поверхности, имея в виду высокую концентрацию молекулярного кислорода в нижней атмосфере и наличие озонового экрана. Водород, поступающий от земной поверхности в нижнюю атмосферу, где преобладают химические, отчасти фотохимические реакции, неизбежно должен вступать в соединения с кислородом и озоном, образуя молекулы типа ОН, Н2О, НО2, Н2О2, т. е. соединения разной степени окисления. Не исключены также реакции водорода с окислами азота N0 и NO2.

Возможность осуществления этих реакций не может, однако, препятствовать постоянному притоку водорода в верхнюю атмосферу, где господствующую роль в распределении газов играют уже не химические реакции, а законы диффузии. Водород как наиболее легкий газ диффундирует значительно быстрее всех других газов.

Расчеты М. Николе (1964), основанные на учете экспериментальных данных, показывают, что концентрация соединений типа ОН, Н2О, НО2, которые связывают в нижней атмосфере водород земного происхождения, резко убывают выше 70 км под воздействием фотодиссоциации, а концентрация атомарного водорода, наоборот, удерживается на более высоком уровне. Уменьшение концентрации водородно-кислородных соединений выше 70 км Николе оценивает очень большими числами, а именно: количество воды уменьшается приблизительно в 104 раз, ОН и НО2 — в 102 раз. Для сравнения приведем данные, характеризующие концентрацию на высоте около 80 км: концентрация ОН и НО2 составляет 106 см-3, Н2О — 109 см-3; Н — 1010 см-3. Числа приблизительные, так как сняты с графика. Эти результаты подтверждают давно известный факт уменьшения содержания воды в атмосфере на больших высотах, где ее очень мало. Если бы водород оставался связанным на больших высотах с кислородом или озоном, в верхней атмосфере было бы много воды и других водородно-кислородных соединений, чего нет в действительности. К сказанному надо добавить, что реакция водорода с озоном сильно замедляется при температуре ниже 100° С, а атомарный кислород становится малоэффективным для окисления водорода в воду (Юнге, 1965).

На высотах, где образуется озоновый экран, как известно, удерживается довольно низкая температура (280—300°К), что неблагоприятно для реакций окисления.

Вместе с тем атомарный водород легко соединяется с озоном и атомарным кислородом. Однако эти реакции возможны преимущественно в верхней атмосфере, где появляется атомарный водород. Но и там они не могут эффективно воздействовать на газовый состав атмосферы, так как концентрация озона с высотой резко убывает, а концентрация атомарного кислорода только на порядок выше концентрации атомарного водорода, что можно подтвердить следующими данными (Данилов, 1967):

Итак, водород земного происхождения окисляется кислородом и озоном в нижней атмосфере и вновь восстанавливается в процессе фотодиссоциации в верхней атмосфере, откуда он активно диффундирует в протоносферу, пополняя запасы водородной геокороны.

Имеются и другие веские доказательства земного происхождения атмосферного водорода. Одно из них состоит в том, что в водороде биологических источников отношение дейтерия к водороду существенно меньше, чем в воде. То же самое характерно и для атмосферного водорода. Второе доказательство заключается в наличии четко выраженных флюктуации содержания водорода в тропосфере, свидетельствующих скорее о выделении его земной поверхностью (Юнге, 1965). Если бы основным источником атмосферного водорода служила фотодиссоциация водяного пара, то следовало бы ожидать более постоянного содержания водорода в тропосфере и более значительного по величине отношения дейтерия к водороду.

При всех вариантах гипотезы происхождения Земли остается бесспорным факт почти полного отсутствия водорода в современной атмосфере. Не исключена возможность рекомбинации (соединение в молекулы) водорода с кислородом высоких слоев атмосферы. Как химически активный газ, водород успел образовать на Земле целый ряд устойчивых соединений, особенно в гидросфере, где содержание его составляет по весу 10,72%. По Виноградову, в литосфере водорода по весу всего 0,15% и в атмосфере —0,000003% (Вернадский, 1965).

Второй компонент химического состава воды — кислород; на высотах более 100 км атомарный кислород находится в больших количествах по сравнению с другими газами верхней атмосферы. Время диссипации его при современной температуре высоких слоев атмосферы лежит далеко за пределами космически приемлемых сроков возраста Земли, солнечной системы и даже всей Галактики. Сам факт наличия кислорода в больших количествах в нижних и верхних слоях атмосферы указывает на неблагоприятные условия его диссипации в термодинамических условиях современной атмосферы. По сравнению с легким водородом кислород как более тяжелый элемент, согласно теоретическим расчетам, не может диссипировать. Атомный вес кислорода в 16 раз больше атомного веса водорода, и средние скорости движения молекул кислорода почти в 4 раза меньше, чем водорода (соответственно 0,46 и 1,84 км/сек, при нулевой температуре).

Если признать, что атмосфера Земли может рассеяться в межпланетном пространстве даже при средней скорости движения молекул, равной одной четверти второй космической скорости, то и в этом случае кислород не мог бы диссипировать за пределы земной атмосферы.

Максимальная скорость движения отдельных молекул может превышать среднюю скорость молекул в пять раз. Для молекул водорода это превышение составляет 9,2 км/сек., а для кислорода — 2,3 км/сек. Эти расчеты относятся к нулевой температуре. Между тем в верхней атмосфере наблюдается высокая температура, во много раз ускоряющая диссипацию газов. В. Г. Курт (1961) отмечает, что атомы водорода при столкновении могут развивать скорость, превышающую первую космическую скорость, т. е. больше 8 км/сек. Однако атмосферный кислород при самых благоприятных условиях не может диссипировать за пределы современной атмосферы.

С полным основанием В. И. Вернадский (1960) мог сказать, что кислород занимает особое положение на земной планете вследствие его наибольшего распространения по сравнению с другими элементами. В процентах по весу кислорода в атмосфере содержится 23,01%, в литосфере — 47,2% и в гидросфере— 85,82%. Много кислорода содержится также и в метеоритах (в среднем 32,7%).

По данным Гринштейна (Kuiper, 1949), кислород стоит на третьем месте по распространению в Космосе после водорода и гелия: если содержание кислорода принять за единицу, то содержание гелия составит 160, а водорода 1600 единиц.

По вопросу о генезисе кислорода в современной атмосфере имеются разные взгляды. По мнению Вернадского и других исследователей, кислород атмосферы в основном биогенного происхождения. Ничипорович (1955) весь свободный кислород современной атмосферы относит к биогенному. По его расчетам, состав кислорода земной атмосферы обновляется в течение примерно каждых 300 лет. По другим данным (Марков, 1960), продолжительность полного цикла обновления кислорода атмосферы Земли определяется величиной порядка 10 000 лет.

В обоих случаях расчеты приводят к выводу о многократном обновлении содержащегося в земной атмосфере кислорода за период существования жизни на Земле.

В действительности развитие современной кислородной атмосферы, по-видимому, протекало более сложно. Оно испытывало воздействие многих процессов, определявших баланс кислорода на Земле в разные стадии ее развития.

В состав первичной атмосферы не мог не входить кислород абиогенного происхождения, диссипация которого за пределы земной планеты, как было показано выше, не могла иметь места, если Земля развивалась из холодного газово-пылевого облака.

В больших количествах кислород поступал и поступает из недр Земли, хотя окисленные геосферы, по Вернадскому, простираются в недра Земли едва ли глубже второго десятка километров.

Много кислорода содержится в водах гидросферы, особенно в океанах и морях.

Свободный кислород постоянно связывается в литосфере и биосфере, расходуется, как известно, на процессы дыхания всего живого.

Однако все указанные процессы, происходящие на Земле при участии кислорода, перераспределяют, но не изменяют массу его в пределах земной планеты и, следовательно, не могут непосредственно влиять на массу гидросферы в условиях резкого преобладания кислорода над водородом.

Существует еще один процесс обогащения земной планеты кислородом — поступление его из Космоса с метеоритным веществом. При среднем содержании его в метеоритах 32,7% и отсутствии диссипации в межпланетное пространство в современных термодинамических условиях Земли неизбежным было длительное обогащение планеты кислородом. Однако оно не могло увеличить количество свободного кислорода планеты, так как динамическое равновесие его поддерживают два основных процесса: фотосинтез растений и фотодиссоциация водяного пара в высоких слоях атмосферы. При этом фотосинтез дает основную массу кислорода, на долю же фотодиссоциации приходится очень мало высвобождаемого кислорода.

А. П. Виноградов (1959, 1962) обращает большое внимание на изотопный состав кислорода, представленный тремя изотопами: О16, О17, О18 при абсолютном преобладании О16 (99,76%).

В результате фотосинтеза происходит процесс дегидрогенизации воды, а не восстановления СО2, как думали прежде. При разложении растениями воды в атмосферу поступает более легкий кислород (О16), но не кислород углекислого газа СО2, атомный вес которого равен 18.

Вода является единственным источником кислорода, возникающего в результате фотосинтеза (Кутюрин, 1965). Казалось бы, в современной атмосфере, как и в воде, должен преобладать изотоп кислорода О16, если поступление его обусловлено разложением воды. В действительности же кислород атмосферы оказался не легким, а тяжелым. Виноградов (1959) объясняет это несоответствие фотодиссоциацией СО2 в высоких слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетовых лучей, что и приводит к утяжелению кислорода атмосферы. В этой гипотезе неясно, куда девается огромная масса кислорода О16, поступающая в атмосферу в процессе фотосинтеза.

После исследований А. П. Виноградова и Р. В. Тейс (1941) стало известно, что кислород современной атмосферы есть продукт фотосинтетического разложения воды. Это не вызывает сомнений, однако изотопа О16 в атмосфере мало. Выход из этого затруднения Виноградов и Кутюрин (1962) находят в том, что в дополнение к фотодиссоциации предполагают существование изотопного фракционирования кислорода О16. При дыхании, гниении и других биохимических процессах поглощается кислород О16. Впоследствии это было подтверждено экспериментально (Кутюрин, 1965). Остается малоубедительным предположение о фотодиссоциации СО2 в высоких слоях атмосферы. Этот газ не находят в верхней атмосфере, где фотодиссоциация может протекать беспрепятственно под влиянием ультрафиолетовой радиации. Как более тяжелый газ СО2 по закону гравитационной дифференциации располагается ближе к земной поверхности, и временный избыток его в атмосфере быстро связывается литосферой, гидросферой и биосферой.

Из предыдущего обзора видно, что расчеты безвозвратных потерь воды по балансу водорода и кислорода за геологическое время приводят к противоречивым результатам. Допуская, что водород высоких слоев атмосферы полностью диссипирует в межпланетное пространство и не рекомбинирует с кислородом, приходим к выводу, что потери воды, согласно подсчетам ряда исследователей, должны были составить за все время существования Земли от 0,2 до 25 м. В обоих случаях это составляет ничтожную долю (<0,5%) общей массы воды всей гидросферы Земли.

Если принять, следуя Юри (1959), массу разложенной воды равной 10% всей воды океанов, то убыль воды на Земле возрастет до 5,5% общей массы гидросферы. По В. В. Кесареву (1967), расход воды в Космосе вследствие диссоциации ее в верхней атмосфере оценивается около 22% массы воды океанов, что соответствует слою воды 720 м. Кесарев массу воды в океанах принимает равной 1,64X1024 г.

В резком противоречии с выводами других исследователей находятся выводы Калпа, по расчетам которого потери воды в межпланетное пространство составили слой воды около 2400 м, или более 47% всей воды современной гидросферы. Такие большие потери могли иметь место только в результате глобального процесса, при котором происходит непрерывное разложение больших масс воды. Этим процессом мог быть только фотосинтез растений.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.