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.