Происхождение жизни. От туманности до клетки

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).