Михаил Никитин
Происхождение жизни. От туманности до клетки
Глава 4
Атмосфера и климат Земли, Марса и Венеры
В наше время три планеты земного типа имеют очень разные атмосферы. Плотность атмосферы Венеры примерно в 5000 раз выше, чем Марса, а атмосфера Земли выделяется своим химическим составом с высоким содержанием кислорода. Расчеты формирования планет, однако, показывают, что все три планеты образовались из вещества примерно одинакового состава. Следовательно, плотность и состав их атмосфер в древности были больше похожи друг на друга. Почему же за 4,5 млрд лет планеты и особенно их атмосферы стали такими разными?
Основной источник пополнения атмосферы – газы, которые выделяются из расплавленных минералов. В наше время это происходит при вулканических извержениях, а в древности эти газы выделялись также при падениях астероидов и прямо из океана магмы в те периоды, когда планета для этого была достаточно горяча. Усредненный состав газов из современных вулканов Земли выглядит следующим образом: 80–85 % – водяной пар, 10–12 % – СО2, (углекислый газ) 5 % – SO2 (сернистый газ), 1–2 % – HCl (соляная кислота), малые примеси водорода, сероводорода, метана и угарного газа.
Безвозвратные потери атмосферы в космос происходят двумя путями. Во-первых, при тепловом движении молекул некоторые из них могут получить скорость выше второй космической и улететь от планеты. Во-вторых, молекула атмосферы может получить высокую скорость и улететь от планеты при столкновении с заряженной частицей солнечного ветра. В обоих случаях легкие молекулы теряются чаще. Так, Земля и Венера (вторые космические скорости – 11,2 и 10,4 км/с) легко теряют водород и гелий по тепловому механизму, но удерживают все остальные газы. Марс (вторая космическая скорость – 5 км/с) также будет заметно терять воду, метан и аммиак, но удержит азот, кислород и углекислый газ. «Сдувание» атмосферы солнечным ветром зависит больше не от массы планеты, а от наличия магнитного поля: молекулы атмосферы при столкновениях с частицами солнечного ветра обычно получают скорость намного выше второй космической, но ионизируются, оказываются захваченными магнитным полем, постепенно теряют в нем энергию и возвращаются в атмосферу. Магнитное поле Земли практически полностью защищает атмосферу от разрушения солнечным ветром, а для Марса с его слабым полем и Венеры вовсе без магнитного поля это основной механизм потери атмосферы. Кроме того, атмосферные газы могут вступать в химические реакции между собой и с поверхностью планеты. Например, при химическом выветривании горных пород углекислый газ переходит из атмосферы в карбонатные осадки:
CaSiO3 + 2 CO2 + H2O → Ca (HCO3) 2 + SiO2 (на суше)
Ca (HCO3) 2 → CaCO3 + СO2 + Н2O (в воде)
Если карбонатные осадки попадают в горячие недра планеты, например, при поддвигании (субдукции) океанского дна под материк, карбонаты разрушаются и СO2 выделяется вновь в составе вулканических газов. Так даже на безжизненной планете происходит круговорот углерода.
Другие газы вступают в химические реакции прямо в атмосфере под действием ультрафиолетовых лучей (фотолиз). Широко известно, что из кислорода таким образом образуется озон, защищающий поверхность Земли от жесткого ультрафиолета. В геологических масштабах времени, впрочем, кислород и озон находятся в равновесии, и глобального превращения всего кислорода в озон можно не опасаться. Для других газов это не так. Например, метан под действием ультрафиолета разлагается с выделением водорода. Если в атмосфере нет других химически активных газов, то образуются сложные углеводороды – производные ацетилена. Они придают оранжевый цвет атмосфере Титана, спутника Сатурна. Аммиак похожим образом разлагается на водород и азот, сероводород – на водород и пылинки элементарной серы. При том потоке ультрафиолета, который достигает атмосферы Земли и Марса, время жизни метана, аммиака и сероводорода в атмосфере не превышает 1 млн лет. Сернистый газ (SO2) тоже подвержен фотолизу. В отсутствие кислорода он разлагается на серную кислоту (Н2SO4) и элементарную серу, а в кислородной атмосфере весь превращается в серную кислоту. Вода, азот и углекислый газ устойчивы к ультрафиолетовому излучению.
Таким образом, чтобы изначальная атмосфера сохранялась миллиарды лет, планета должна быть достаточно массивной и обладать значительным магнитным полем. Но даже в этих условиях устойчивы в течение миллиардов лет будут только азот, кислород, углекислый газ, водяной пар и инертные газы. Метан, аммиак и соединения серы в атмосфере неустойчивы, и их содержание в атмосфере может сохраняться, только если они постоянно поступают из недр планеты.
Источники газов при формировании планет
При образовании планет компоненты атмосферы могли попасть на них тремя путями. Во-первых, планета могла притянуть к себе какое-то количество газа из газового диска, пока он еще не рассеялся – в первые 10 млн лет существования Солнечной системы. Во-вторых, инертные газы, вода и азот в заметных количествах содержатся в хондритных метеоритах – остатках планетезималей, основных строительных блоках планет. В-третьих, как при образовании планет, так и в эпоху поздней тяжелой бомбардировки на них попало какое-то количество ледяных комет из внешних областей Солнечной системы. Помимо смешивания газов из этих трех источников на состав атмосферы повлияли химические реакции, связавшие какую-то (возможно, бóльшую) часть водорода и азота в недрах Земли. Однако изотопный состав газов и соотношение количества разных инертных газов (не затронутое химией) помогут нам раскрыть происхождение атмосферы. Метеориты доступны нам для прямого изучения на Земле, а к кометам летали космические зонды. Но газ протопланетного диска давно рассеялся. Ближе всего к нему по составу, видимо, Солнце, но прямое его изучение невозможно, а с помощью дистанционных спектроскопических методов можно измерить не все элементы и изотопы. Также хорошим приближением является атмосфера Юпитера, которую анализировал в 1995 году спускаемый аппарат зонда «Галилео». Эти измерения показывают, что в метеоритах выше доля тяжелых изотопов всех инертных газов по сравнению с протопланетным диском.
Чтобы планета могла притягивать к себе газы из протопланетного диска, ей необходимо набрать заметную массу в первые 10 млн лет существования Солнечной системы, пока межпланетный газ еще есть. Моделирование образования планет земной группы при столкновениях планетных зародышей, о котором мы рассказывали раньше, показывает, что, хотя полную массу Земля набрала за 50 млн лет, вначале рост шел быстрее, и половина массы была накоплена в первые 7–10 млн лет. Этого достаточно, чтобы начать поглощать тяжелые газы: аргон, криптон, ксенон и углекислый газ. Однако изотопный состав аргона на Земле такой же, как в метеоритах, а ксенона – еще более смещен в сторону тяжелых изотопов, чем в метеоритах. Иными словами, если поглощение из протопланетного диска и имело место, то полученные таким способом газы были в основном потеряны.
Роль комет в доставке газов на Землю оценить сложно. Дистанционные измерения позволяют узнать количество и изотопный состав азота и водорода, но не инертных газов. Первый прямой анализ кометного льда был проведен зондом «Филы» в 2015 году, и его результаты еще не опубликованы. О содержании газов в кометах мы можем судить на основе экспериментов по росту льда из газовых смесей при низких температурах и давлениях. В этих экспериментах во льду больше всего накапливается криптон, в меньшей степени – ксенон и аргон и практически отсутствуют неон и гелий. Разделения изотопов не происходит.
По изотопному составу азота и водорода Земля и Марс очень близки к основному подтипу хондритных метеоритов – CI. Содержание тяжелых изотопов (15N и дейтерий) в них выше, чем в атмосфере Юпитера, но ниже, чем в кометном льду. Одна из комет (103P/Hartley²) содержит такое же количество дейтерия, как планеты и хондриты, но по изотопам азота все равно сильно отличается от них. Следовательно, вклад комет в запасы воды и азота на Земле и Марсе не превышает 10 %. Это хорошо согласуется с оценкой массы комет, упавших на Землю в период поздней метеоритной бомбардировки, по количеству и размеру кратеров на Луне. Атмосфера Марса обогащена тяжелыми изотопами азота и водорода по сравнению с твердыми породами планеты, что проще всего объясняется сортировкой изотопов при потере атмосферы под действием солнечного ветра с тех пор как на Марсе практически исчезло магнитное поле (рис. 4.1).
По соотношению летучих элементов Земля отличается от хондритных метеоритов. Самое заметное отличие – это примерно тысячекратная недостача азота и ксенона. Обеднение по другим инертным газам скромнее: в 20 раз – для криптона, в 50 – для аргона и примерно в 100 раз – для неона (рис. 4.2).
Скорее всего, недостающий азот в процессе дифференциации Земли на ядро и мантию оказался в ядре: в экспериментах по растворимости азота в расплавленных базальтах и металлах с повышением давления азот все сильнее переходит в расплавленный металл, и в условиях нижней мантии его растворимость в железе в 10–20 раз выше, чем в магме. Судьба ксенона сложнее, и мы можем ее проследить благодаря тому, что несколько изотопов ксенона образуются при распаде радиоактивных изотопов других элементов.
Изотоп 129Xe образуется из йода 129I с периодом полураспада 17 млн лет. Йода на Земле примерно в 10 000 раз больше, чем ксенона, поэтому можно ожидать, что почти весь земной ксенон будет представлен изотопом 129Xe. Однако его избыток по сравнению с обычным соотношением изотопов (известным применительно к метеоритам, где отношение йод/ксенон гораздо ниже) в атмосфере Земли очень мал, а в мантии – немного больше. Это значит, что, пока 129I на Земле еще был, происходили свободный выход ксенона из мантии в атмосферу и активная потеря из атмосферы в космос. Примерно через 50 млн лет от начала Солнечной системы, когда 129I почти закончился, эти процессы прекратились. Тяжелые изотопы ксенона 132Xe, 133Xe и 136Xe образуются при делении ядер плутония 244Pu с периодом полураспада около 80 млн лет. Их содержание на Земле дает такие же оценки времени потери ксенона и свободного выхода из мантии в атмосферу. Эта датировка хорошо согласуется с гафний-вольфрамовой датировкой образования Луны и подтверждает, что гигантский удар, породивший Луну, был последним в истории Земли.
Эпизоды «океана магмы», следовавшие после каждого такого удара, приводили к массированному выходу газов из мантии в атмосферу. С переходом от «океана магмы» к тектонике плит выход газов сильно замедлился, но продолжается. Судя по содержанию калия в горных породах, 30–40 % изотопа 40Ar, возникшего при распаде калия, остается в глубинах Земли, но остальная часть вышла в атмосферу.
Мегаимпакты и атмосфера
Процесс образования Земли должен был включать несколько десятков крупных столкновений планетных зародышей. Выделение энергии при таких ударах (они еще называются мегаимпактами) приводило к расплавлению поверхности Земли до состояния «океана магмы». Эпизоды «океана магмы» после гигантских столкновений могли продолжаться по 1–2 млн лет благодаря парниковому эффекту от плотной атмосферы из СО2 и паров воды, давление которой могло в 500 раз превышать современное (Martin et al., 2006). Кроме того, в момент столкновения может происходить потеря атмосферы в космос. Сначала ударная волна разгоняет часть атмосферы до скорости выше второй космической, а потом выделяющиеся при столкновении твердых тел раскаленные пары силикатов и железа с температурой выше 10 000 °C разогревают атмосферу настолько, что ее молекулы улетают в космос за счет теплового движения.
По расчетам получается, что степень потери атмосферы очень сильно зависит от энергии столкновения. Столкновение Тейи с Землей должно было вызвать потерю более 90 % существовавшей до того атмосферы (Stewart et al., 2014). Однако падение на Землю более мелких протопланет или столкновение двух аналогов Тейи между собой приводит к потере не более 20 % атмосферы. Так что игра случая в ходе роста планет земной группы могла привести к тому, что Венера сохранила больше газов из первичной атмосферы, чем Земля, если она росла из более мелких зародышей.
Климат и парниковый эффект
Атмосфера сильнейшим образом влияет на климат планеты, тепловой баланс которой складывается из нескольких источников: излучения Солнца и выделения тепла в недрах планеты благодаря радиоактивному распаду, гравитационной дифференциации и приливному трению. Тепло уходит в космос путем инфракрасного излучения через атмосферу, поэтому прозрачность атмосферы для видимого света (основной путь энергии к планете) и инфракрасного излучения может очень сильно влиять на температуру планеты. Например, Венера получает в три раза меньше энергии на квадратный метр, чем Меркурий, однако температура ее поверхности почти на 200 °C выше – благодаря парниковому эффекту от плотной углекислотной атмосферы. Кроме того, атмосфера распределяет тепло по поверхности планеты, поэтому перепады температур между дневным и ночным полушарием Венеры не превышают долей градуса, а на безатмосферном Меркурии они составляют порядка 300 °C.
Парниковый эффект (избирательное поглощение инфракрасных лучей) обеспечивают три газа: углекислый газ, водяной пар и метан. Вклад углекислого газа прост и очевиден: чем его больше, тем сильнее поглощение инфракрасных лучей и больше парниковый эффект. Водяной пар является парниковым газом, пока он пар; но, конденсируясь в облака, он, напротив, отражает в космос свет Солнца и охлаждает планету. Баланс между облаками и прозрачным водяным паром в атмосфере зависит от множества факторов, и рассчитать его для древней Земли пока нереально. Наконец, вклад метана тоже неоднозначен. Сам по себе метан является очень активным парниковым газом. Однако продукты его фотолиза – ацетиленовые углеводороды – образуют дымку, поглощающую видимый свет. На Титане с его атмосферой из азота и 1 % метана из-за антипарникового эффекта этой дымки температура поверхности примерно на 10 °C ниже, чем была бы при чисто азотной атмосфере. Чтобы метан в атмосфере увеличивал температуру планеты, его концентрация должна быть достаточно низкой, до 0,1 %. В этом случае фотолиз идет в сторону быстро выпадающих с дождями формальдегида и синильной кислоты.
Совместное действие парникового эффекта и химического выветривания может стабилизировать климат планеты. При повышении температуры и влажности химическое выветривание ускоряется, СО2 изымается из атмосферы, приводя к ослаблению парникового эффекта и падению температуры. Оледенение блокирует доступ СО2 к горным породам, в результате СО2 накапливается в атмосфере, усиливает парниковый эффект и приводит к таянию льдов.
Тепловой баланс планет в прошлом можно рассчитать. Радиоактивное тепло и гравитационная дифференциация вносили сколько-нибудь заметный вклад лишь в первые 50–100 млн лет истории планеты. Выделение тепла за счет приливного трения тоже было велико лишь в первые 10–20 млн лет после образования Луны и с тех пор неуклонно снижалось. Основным источником тепла для планет практически всегда было Солнце. Светимость молодого Солнца, после того как оно прошло стадию T Тельца с мощными ультрафиолетовыми вспышками и вышло на устойчивый режим термоядерных реакций, была примерно на 30 % ниже современного уровня. Если бы Земля тогда имела такую же атмосферу, как сейчас, она бы полностью покрылась льдами. Однако следы оледенений в геологической летописи архейского периода ограничены одним эпизодом 2,9 млрд лет назад, а из более древних времен известны только океанские и озерные осадки. Следовательно, древняя атмосфера Земли создавала сильный парниковый эффект.
Образование земной коры и океанов
Для формирования океанов необходимо, чтобы поверхность Земли была покрыта корой, т. е. чтобы «океан магмы» покрылся твердыми породами. С учетом давления древней атмосферы жидкая вода могла существовать при температурах до 300–350 °C. Конденсация водяных паров из атмосферы в океан уменьшает парниковый эффект и температуру на поверхности Земли, поэтому переход от воды в атмосфере к океанам шел с ускорением и мог произойти очень быстро, в течение 10 000 лет. Расчеты показывают, что для затвердевания земной коры и конденсации океанов необходимо, чтобы тепловой поток из недр Земли упал ниже примерно 150 Вт/м². Этот порог мог быть пройден в первый раз еще до окончания формирования Земли и удара, породившего Луну. Однако после каждого столкновения выделение тепла внутри Земли усиливалось за счет опускания железного ядра упавшего планетного зародыша к центру Земли, и поверхность опять превращалась в океан магмы (рис. 4.3).
Водные океаны в последний раз начали конденсироваться через 5–10 млн лет после образования Луны и стали устойчивы, когда тепловой поток из недр Земли упал до 1 Вт/м² (современное значение – 0,2 Вт/м²). По расчетам, это значение теплового потока было достигнуто через 50–100 млн лет после образования Луны. Основным компонентом атмосферы остался углекислый газ (рис. 4.4).
Осадки карбонатов на Земле содержат около 1,8 × 1020 кг СО2, что хватило бы на три атмосферы Венеры. Если весь этот СО2 содержался в атмосфере после стадии «океана магмы» (скорее всего, так и было), то средняя температура Земли за счет парникового эффекта достигала 210 °C. Изъятие СО2 из атмосферы происходило за счет химического выветривания. Для эффективного захоронения углекислого газа в земной коре необходима была, во-первых, активная тектоника плит, убирающая в толщу коры карбонатные осадки со дна океанов, и, во-вторых, достаточно толстая и не слишком горячая земная кора, в которой карбонаты могли бы захораниваться и не разлагаться. По моделям этого процесса захоронение углекислого газа шло с ускорением, температура Земли долго держалась около 200–240 °C, а потом падала все быстрее. Охлаждение с 200 до 100 °C заняло, по разным оценкам, 20–100 млн лет, а со 100 °C (температура, при которой могут жить гипертермофильные бактерии) до 40 °C – 1–2 млн лет. Такой разброс связан с большими неточностями в оценке ранней тектоники плит. Соотношение изотопов кислорода в цирконах Джек Хилл, древнейшим из которых 4,4 млрд лет, может быть связано с их взаимодействием с жидкой водой при температуре 70–100 °C. Это согласуется с моделями захоронения СО2 из ранней атмосферы Земли.
Равновесный уровень СО2, достигаемый в процессе захоронения, оценить гораздо сложнее. Оценки равновесного парциального давления углекислого газа разнятся от 0,1 до 5 атмосфер, что соответствует средней температуре Земли от −50 до +50 °C. В первом случае полного замерзания все равно не происходит – остаются теплые оазисы вокруг многочисленных активных вулканов. Кроме того, эти оценки не учитывают вклад метана в парниковый эффект. Хотя метан в атмосфере нестабилен, он постоянно образуется в процессе серпентинизации океанской коры. Это реакции горячей (300–500 °C) воды с базальтами, в которых железо базальта окисляется до трехвалентного (магнетит), а вода восстанавливается до водорода. В присутствии СО2 водород тут же реагирует с ним, и основными продуктами становятся метан и муравьиная кислота. В воде умеренно-теплых (70 °C) геотермальных источников Лост-Сити (Срединно-Атлантический хребет) содержание метана и муравьиной кислоты достигает 50 мг/л, а в древности выход метана мог быть гораздо больше. Так что примесь метана в древней атмосфере могла составлять до 0,1 %, а его вклад в парниковый эффект – 20–30 °C температуры. Кроме того, появление фотосинтезирующей жизни должно было уменьшить концентрацию СО2 в атмосфере и температуру по сравнению с безжизненной Землей, а следы оледенений в отложениях архейского периода ограничены одним эпизодом 2,9 млрд лет назад. Следовательно, в более ранних эпохах климат Земли был теплым, а оледенений не было. Оледенения, последовавшие в протерозойскую и фанерозойскую эры, были следствием работы фотосинтетических организмов, изымавших из атмосферы углекислый газ и выделявших кислород. Благодаря им температура Земли не слишком меняется, несмотря на 30 %-ное увеличение светимости Солнца с начала архея.
Атмосфера и климат Марса
Марс по сравнению с Землей имеет примерно в 210 раз меньшую массу атмосферы, и основные газы в ней обогащены тяжелыми изотопами. Это изотопное смещение наблюдается у водорода, азота, неона и аргона и свидетельствует о заметной потере атмосферы в космос. Все эти особенности хорошо объясняются сдуванием атмосферы солнечным ветром, которое происходит и сейчас.
Содержание среднелетучих элементов (натрия, хлора, серы) в коре Марса в несколько раз выше, чем на Земле. Это, скорее всего, означает, что Марс избежал стадии «океана магмы» из-за его малой массы и, следовательно, меньшей энергии падающих планетных зародышей. Проблема тусклого молодого Солнца для Марса стоит еще острее, чем для Земли, потому что Марс находится дальше от Солнца. Следовательно, парниковый эффект древней атмосферы Марса был очень велик, увеличивая температуру примерно на 100 °C. Многочисленные следы жидкой воды в виде речных долин и каньонов сохранились на Марсе с древних времен. Исходя из изотопного состава оставшейся на Марсе воды и содержания воды в метеоритах, можно заключить, что когда-то низины северного полушария – треть поверхности планеты – были покрыты океаном с глубинами до 5 км.
Магнитные аномалии Марса, о которых говорилось в предыдущей главе, сохранили историю быстрого угасания магнитного поля планеты около 3,5 млрд лет назад, после чего началась быстрая потеря атмосферы, а вместе с ней терялась вода и падала температура поверхности. Так Марс, лишившись магнитного поля, стал холодным и сухим. С тех пор самые заметные перемены, происходившие на Марсе, – это ледниковые периоды. Они вызваны изменениями наклона оси вращения планеты, которые, как упоминалось раньше, происходят хаотически из-за приливного взаимодействия с Солнцем, Юпитером и Землей. При увеличении наклона с современных 25 градусов до 35–40 полюса получают больше тепла, лед полярных шапок испаряется и выпадает в виде снега по всей поверхности планеты. Одной из загадок Марса является отсутствие карбонатов. Нигде на планете не найдено мощных карбонатных отложений, характерных для Земли, хотя все условия для их образования были – легко выветриваемые базальтовые породы на поверхности, углекислотная атмосфера и жидкая вода. Тем не менее на Марсе найден только карбонат магния, и только в составе летучий пыли, а не в массивных отложениях. Одной из причин отсутствия карбонатных осадков могла быть высокая кислотность водоемов, связанная с высоким содержанием серы и хлора (Fairen et al., 2004). Такие кислые озера и океаны быстро возвращали бы углекислый газ в атмосферу. Однако на Марсе также сохранились филлосиликаты – легко выветриваемые породы; возраст самых древних из них достигает 4 млрд лет. В присутствии углекислого газа и тем более кислотных дождей с серной и соляной кислотой они должны были давно раствориться, однако этого почему-то не произошло.