4.2. Физико-химические условия на современной Земле

Внутренняя структура Земли достаточно хорошо изучена. Обычно выделяют внутреннее ядро, внешнее ядро, мантию и земную кору (рис. 4.1). Все эти геосферы отличаются друг от друга по химическому составу, фазовому состоянию и массе вещества. Литосфера включает всю земную кору и самые верхние слои мантии (рис. 4.2). Земная кора — это твердый, более или менее жесткий слой у внешней поверхности. Различают континентальную кору толщиной в среднем 35 км (под Альпами кора утолщается до 70 км, а под Гималайскими горами до 90 км) и тонкую океаническую, средней мощностью 7–10 км (в районе Гавайских островов всего 5 км). Континенты оказываются построенными из менее плотного, более легкого материала, чем дно океанов. Между корой и мантией находится переходный пластичный слой (так называемая астеносфера) относительного размягчения вещества. Эта зона играет большое значение в образовании океанической коры и движении материковых плит.

Рис. 4.1. Структура Земли и распределения плотности ве­ще­ства и температуры (1 – земная кора, 2 – верхняя мантия, 3 – нижняя мантия, 4 – внешнее ядро, 5 – внутреннее ядро)

Рис. 4.2. Строение верхних слоев Земли. Числа означают плотность вещества (г/см³)

Возраст континентальной коры превы­шает 3 млрд лет, океаническая ко­ра очень молодая, ее возраст не пре­вышает 200 млн лет. Океаническая кора более проста по своему составу, поскольку представляет со­бой верхний дифференцированный слой ман­тии. Мощность осадков из-за молодого возраста и постоянного обновления океанической коры ма­ла. Континентальная кора по строе­нию и составу резко отличается от океанической. Верхний осадочный слой в некоторых местах достигает 12 км при средней мощ­ности 2,5 км. Тол­­щина ли­то­сферы в среднем не превышает 1–3 % от земного ради­уса. Земная кора воз­никла (и этот процесс продолжается) в резуль­тате остывания верхнего слоя мантии. В дальнейшем биосфера посредством воз­действия воздуха, воды и живых орга­низмов в существенной мере перерабатывает это вещество.

Геофизические данные, и преж­де всего сейсмическая томография свиде­тельствуют, что мантия доста­точно не­однородна, в ней мож­но вы­делить не­сколько геосфер, сильно различаю­щихся по своим свойствам. Увеличение плотности частично рас­плавленного и аморфизованного ман­тийного ве­щества с глубиной объ­ясня­ется влиянием все возрастающего дав­ле­ния. Вещество мантии на­ходится в жидкой фазе, что обеспечивает интенсивное перемеши­вание благодаря кон­вектив­ным движе­ниям.

Земное ядро сос­тоит из внешнего жид­кого и внутреннего жест­кого ядра (см. рис. 4.1). Масса ядра составляет примерно 30 % от всей массы Земли. Вещество из мантии по­степенно пере­ходит в ядро. Этот про­цесс гра­витационной диф­ференциации пред­ставляется в настоящее время одним из основных источников внутренней энергии Зем­ли. Именно ядро обуславливает гене­рацию глобального маг­нитного поля нашей пла­неты на протяжении по крайней мере 2,5 млрд лет.

Для обо­значения гра­­витационного и квази­ста­ционарного плане­тар­ного магнитного полей, совместно с распределением температуры, ис­пользуют понятие гео­поля Земли.

Структура и основ­ные свойства атмосферы. Наглядным примером, де­монстрирующим роль ат­мосферы, яв­ляются условия на по­верхности Луны, ко­то­рая находится с Землей на одном рас­стоянии от Солнца, но не имеет га­зовой обо­лочки. По­верх­ность Лу­ны днем нагревается до +130 ⁰С, а ночью осты­вает до минус 170 ⁰С. Без ат­мосферы, из-за испарения, невозможно су­­ществование воды в жидкой форме.

Рис. 4.3. Основными компонентами атмо­сферы являются тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, переходящая в ионосферу. Пока­зано распределение тем­пературы с высотой и плотность (кг/м³) на границах сфер

Земная атмосфера име­ет сложную структуру (рис. 4.3), выделение на компоненты обусловлено различными физи­ко-хи­ми­­ческими условиями на разных высотах. Мас­са атмосферы составляет мил­лионную часть от мас­сы Земли. При этом бóльшая часть воздуха (63 %) сосредоточена в тонком припо­верх­ност­ном слое толщиной всего 8 км, уже на высоте 80 км плотность и давление уменьшаются в 20 тысяч раз, а выше 150 км можно считать, что атмосфера практически исчезает. Пилотируемые космические поле­ты вокруг Земли происходят, как правило, всего на высоте 170300 км.

Ионосфера и маг­нитосфера. В верхних слоях атмосферы моле­кулы и атомы при пог­лощении УФ и рентгена легко теряют электроны — ионизуются, форми­ру­ется слой, содержащий заряженные части­цы. Поэтому верх­нюю область атмосферы (60–300 км) называют ионо­сферой. Гра­ница маг­ни­тосферы проходит на расстоянии приблизительно 20 радиусов Земли  130000 км. Магнитное поле задерживает часть космических частиц (быстрых про­тонов, электронов, -частиц) и играет важную роль в солнечно-земных связях (см. § 5.2).

Табл. 4.1
Газ	Содержание (%)
Азот (N2)	78,09
Кислород (O2)	20,95
Аргон (Ar)	0,93
Углекислый газ (CO2)	0,03
Неон (Ne)	1,8 . 103
Гелий (He)	5,24 . 104
Криптон (Kr)	1,0 . 104
Ксенон (Xe)	8 . 106
Водород (H2)	5 . 105
Озон (O3)	1 . 106

Химический состав земной атмосферы является уникальным феноменом, в существенной мере обусловленным мно­гомиллиардной эволюцией живого вещества. В табл. 4.1 приводится состав сухого воздуха атмосферы. В отличие от остальных химических соединений, которые очень слабо меня­ются со временем и географическим местоположением, содержание водяного пара — очень динамичная величина. В атмосферу непрерывно выделяются различные газы — окись и двуокись углерода, метан, сероводород, сернистый газ, гелий, радон и другие, образующиеся в земной коре и в верхней мантии. С другой стороны, непрерывно происходит диссипация атмосферы — атомы и молекулы безвозвратно уходят из верхних слоев атмосферы в космическое пространство. В частности, весь водород, без постоянного поступления в атмосферу, исчез бы из нее всего за несколько лет. Но для более тяжелых частиц скорость диссипации значительно уменьшается и атмосфера в целом сохраняется.

Электромагнитное излучение Солнца является практически един­ственным источником энергии на Земле. Поэтому светимость Солнца L = 410²⁶ Дж/с выступает в качестве важнейшего параметра Солнечной системы, обусловливающего жизнь на Земле. По крайней мере еще 5 млрд лет эта величина существенно не будет меняться. Доля геотермальной энергии в тепловом балансе биосферы составляет всего 0,05 %, фрикционное рассеяние энергии приливов дает ничтожную величину — 0,0017 %. Обсудим судьбу солнечной энергии, поступающей в биосферу. В среднем, примерно 30 % отражается и уходит опять в космическое пространство, 46 % сразу превращается в тепло (нагревает атмосферу и земную поверхность), существенная часть расходуется на испарение, осадки — 24 %.

Уникальность химического состава земной атмосферы приводит к важным особенностям в распределении температуры с высотой, что в конечном счете связано с жизнедеятельностью биосферы. Тепловой баланс в атмосфере определяется поглощением и переизлучением солнечной радиации молекулами воздуха, с другой стороны происходит поглощение, отражение и излучение земной поверхностью. Спектр Солнца содержит приблизительно 48 % инфракрасного излучения, 43 % видимого света, на долю ультрафиолета приходится 9 %. Структура дошедшего до земной поверхности излучения существенно изменяется (рис. 4.4).

Рис. 4.4. Спектр солнечного излучения, проходящий через атмосферу (I — излучение вне атмосферы, II — в ясный день у поверхности Земли, III — в случае сплошной облачности, IV — свет в густом лесу, УФ — ультрафиолет, ВИ — видимое излучение, ИК — инфракрасное излучение)

Озон и кислород в атмосфере. Жесткое ультрафиолетовое излучение очень хорошо поглощается кислородом О₂. Поскольку кислорода в атмосфере много, то радиация с длиной волны   2000 A не попадает ниже 25 км.

Для образования озона O₃ требуется атомарный кислород, который возникает из молекулярного кислорода O₂ под действием ультрафиолетового излучения. Распределение озона в атмосфере обладает характерной особенностью — в области от 10 км до 30 км наблюдается повышенное содержание этого газа. В стратосфере в озоновом слое сосредоточено почти 80 % всего количества озона планеты. Подчеркнем, что ультрафиолет отвечает как за образование, так и за разрушение озона.

Ультрафиолет с длиной волны  = 2000  4000 A называют биологически активным⁵. Связано это с тем, что именно на этот интервал приходится максимальная биологическая реакция на единицу энергии излучения. Наибольшую опасность УФ-Б представляет для нуклеиновых кислот, которые являются важнейшей составляющей всех живых организмов. Ультрафиолет вызывает рак кожи, поражение сетчатки глаза. Увеличение уровня УФ резко увеличивает число мутаций у простейших организмов, которые лежат в основании биологической пирамиды, что может привести к плохо предсказуемым последствиям. Озоновый слой в стратосфере практически полностью поглощает биологически активный УФ. Озон в мезосфере участвует в сложных фотохимических взаимодействиях, играет важную роль в образовании нижней части ионосферы на высотах 50  80 км.

Этим не ограничивается роль озона в земной атмосфере. Поглощение УФ вызывает дополнительный нагрев воздуха. Выше 20 км в стратосфере и в большей части мезосферы этот процесс является важнейшим источником нагрева, определяет распределение температуры на высотах 2060 км. Рост температуры с высотой в стратосфере обусловлен озоновым слоем, в результате эта область оказывается конвективно устойчивой (см. рис. 4.3). Указанная особенность земной атмосферы во многом определяет глобальный климат нашей планеты. В результате средние температуры в приземных областях оказываются существенно выше. Отметим, что обсуждаемая осо­бенность в распределении температуры среди всех планет Солнечной си­стемы име­ется только у Земли и остальные планеты не имеют стратосферы.

Солнечная радиация, кото­рая достигает земной поверхности — 1) поглощается и на­гревает почву или воду; 2) от­ражается от поверхности. Коли­чество отраженной радиации, выраженное в процентах к количеству падающей, называют альбедо данной поверхности. Альбедо очень чувствительно к типу отражающего вещества⁶. Изменение альбедо может приводить к глобальным изменениям в биосфере. Например, если в силу каких-либо причин температура вблизи поверхности уменьшилась так, что увеличилась площадь земной поверхности с отрицательной температурой, покрытая снегом, то в результате среднее альбедо увеличится. Это в свою очередь еще понижает температуру. Таким образом, имеем систему с положительной обратной связью, что приводит к развитию неустойчивости — первоначально малые возмущения в системе сильно нарастают. Указанный механизм может играть существенную роль при возникновении глобальных похолоданий на Земле, которые многократно происходили в прошлом.

Парниковый эффект. Зем­ная поверхность поглощает коротковолновое солнечное из­лучение. Как любое тело с температурой от минус 50 ⁰С до плюс 50 ⁰С, суша и вода излучают инфракрасные вол­ны с длиной волны   10 мкм. Большая часть этой энергии пог­лощается или отражается атмосферой, прежде всего молекулами воды H₂O, заметный вклад дают углекислый газ CO₂, озон O₃ и метан. К числу антропогенных со­единений, хорошо поглощающих инфракрасное излучение, относят хлорфтор­углеводороды, закись азота (N₂O), метил­хлороформ (CH₃CCl₃), четырех­хлористый углерод (CCl₄) и многие другие. Все эти газы действуют как слой изоляции вокруг Земли, подобно стек­лянной крыше парника, поэтому такое воздействие на тепловой баланс атмосферы носит название парникового эффекта (рис. 4.5). Если бы парниковый эффект отсутствовал, то среднепланетарная температура Земли составляла бы всего минус 23 ⁰С, вместо на­блюдаемого значения +12 ⁰С. Итак, парниковый эффект дает увеличение температуры на 35 градусов, эта величина очень чувствительна к химическому составу атмосферы, который в свою очередь во многом опре­деляется жизнедеятельностью био­­сферы.

Рис. 4.5. Парниковый эф­фект в ат­мосфере

Отметим, что высокая температура Венеры, в среднем около 460 ^оС, в су­щественной мере оп­ределяется парни­ко­вым эффектом из-за высокого со­дер­жания углекис­ло­го газа и водяных паров в очень плотной вене­рианской атмосфере.

Условия на поверхности Земли оп­ределяются в основном содержанием водя­ного пара, озона, углекислого газа, метана, несмотря на то, что их концентрации очень малы. В силу этого не­большие изменения в распределении этих газов могут приводить к существенным изменениям физико-хими­ческих условий на Земле. Состав, эволюция и свойства атмосферы неотделимы от живой природы, атмосфера является важнейшим компонентом биосферы.

Табл. 4.2
Характеристика	Венера	Земля без жизни	Земля	Марс	Юпитер
Двуокись углерода CO2 (%)	96,5	96	0,03	95	—
Азот N2 (%)	3,5	2	78	2,5	—
Кислород O2 (%)	—	—	20,95	0,1	—
Температура по­ве­р­хности Tp (0С)	+460	+250  50	+12	 50	– 120

Наука строится из фактов, как дом из кирпичей, но простое собрание фактов столь же мало является наукой, как куча камней — домом.

Анри Пуанкаре