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1.31: Origen de la atmósfera y los océanos de la Tierra - Geociencias

1.31: Origen de la atmósfera y los océanos de la Tierra - Geociencias


El estudio de meteoritos y material en el espacio sugiere que la Tierra primitiva probablemente tenía grandes cantidades de agua, compuestos orgánicos y otros gases atrapados en el material acumulado que forma el planeta. Como resultado, a medida que las rocas se derritieron, grandes cantidades de desgasificación volcánica tuvo lugar. La desgasificación volcánica del interior de la Tierra todavía se está produciendo, como lo ilustran las emisiones de gas de erupciones volcánicas como las de Hawai o Islandia, donde se sabe que la fuente de material fundido está subiendo a la superficie desde el manto (Figura 1.86).
• El pensamiento actual es que grandes volúmenes de vapor de agua y dióxido de carbono formaron la atmósfera primitiva de la Tierra. La atmósfera también era rica en nitrógeno, metano y amoníaco.


Figura 1.86. La desgasificación volcánica del interior del planeta todavía se está produciendo, como lo ilustran las erupciones volcánicas en Hawai.


• Al principio de la historia de la Tierra, la Tierra probablemente tenía una atmósfera espesa y caliente. La superficie del planeta probablemente estaba más caliente que el punto de ebullición del agua, por lo que gran parte del agua del planeta estaba atrapada como vapor de agua en la atmósfera.
• Al principio, probablemente no existían continentes u océanos (al menos no se conserva ningún rastro de ellos de esa época), y no se ha descubierto ninguna evidencia de vida en Proto-Earth.
• Con el tiempo, la superficie se enfrió lo suficiente como para que comenzara a formarse la corteza temprana. Con una corteza sólida y temperaturas superficiales reducidas, la lluvia podría comenzar a acumularse en depresión en la superficie. A medida que se liberaba más y más agua de la atmósfera, comenzaron a formarse océanos.
En alrededor Hace 4 mil millones de años (BYA) tLos océanos de la Tierra estaban esencialmente en su lugar. Las rocas más antiguas de Canadá son de esta edad.
• Hace casi 2 mil millones de años, la vida había avanzado lo suficiente como para que tuviera lugar la fotosíntesis, consumiendo gradualmente las vastas reservas de dióxido de carbono en la atmósfera y disuelto en los océanos, mientras liberaba oxígeno para que se acumulara en la atmósfera (discutido en el Capítulo 2).


Atmósfera, océanos, dinámica climática

Atmosphere, Ocean, and Climate Dynamics (AOCD) tiene una larga historia en Yale, que abarca una amplia gama de investigaciones teóricas, observacionales y experimentales sobre la dinámica de fluidos geofísicos y el clima. El grupo AOCD se centra en problemas fundamentales de la física y la dinámica atmosférica, la oceanografía física, la variabilidad climática y la física del hielo. Nuestra posición en Yale, que abarca los límites e intereses departamentales, facilita las sinergias en el estudio del tiempo y la variabilidad climática en escalas de tiempo que se extienden a millones de años.

El profesorado en las áreas centrales de AOCD incluye:

Alexey Fedorov (dinámica oceánica y climática, oceanografía física)

Juan Lora (dinámica atmosférica y climática, climas planetarios)

Ron Smith (dinámica de fluidos geofísicos, meteorología, teledetección)

Mary-Louise Timmermans (dinámica oceánica, clima ártico)

John Wettlaufer (matemáticas aplicadas, dinámica de fluidos, física del hielo, física estadística, teoría del clima)


Tabla 5.2.1 Tiempos de residencia de algunos constituyentes del agua de mar

Constitucion Tiempo de residencia (años)
Cloruro (Cl -) 100,000,000
Sodio (Na +) 68,000,000
Calcio (Ca 2+) 1,000,000
Agua 4100
Hierro (Fe) 200

Entonces, ¿qué pasa con los lagos? Están sujetos a la escorrentía y la entrada de los ríos, entonces, ¿por qué no son salados como los océanos? Una razón es que, en comparación con los océanos, los lagos y estanques son fenómenos relativamente temporales, por lo que no duran lo suficiente como para acumular los mismos niveles de iones que los océanos. Además, los lagos a menudo tienen ríos que entran y salen de ellos, por lo que muchos iones se eliminan a través del flujo de salida y finalmente encuentran su camino hacia los océanos. Los océanos solo reciben la entrada de los ríos, no hay ríos que fluyan del océano para eliminar estos materiales, por lo que se encuentran en mayor abundancia en el agua de mar. Cabe señalar que hay algunos lagos que contienen agua cuyo contenido de sal puede rivalizar o superar al del océano, estos lagos generalmente carecen de desagüe de ríos. El Gran Lago Salado en el oeste de los Estados Unidos es un ejemplo.

* & # 8221Physical Geology & # 8221 por Steven Earle usado bajo una licencia internacional CC-BY 4.0. Descargue este libro gratis en http://open.bccampus.ca

el proceso por el cual los cuerpos celestes sólidos se agregan a los cuerpos existentes durante las colisiones (3.1)

roca fundida típicamente dominada por sílice (3.2)

donde las sustancias disueltas en los magmas se liberan como gases cuando se reduce la presión (5.2)

la producción de compuestos orgánicos a partir de dióxido de carbono y agua, utilizando la luz solar como fuente de energía (5.5)

(Megaannus) millones de años antes del presente

el ciclo del agua a través del océano, la atmósfera, lagos, organismos y otros reservorios (5.2)

agua que se encuentra debajo de la superficie del suelo (5.2)

flujo de agua por una pendiente, ya sea a través de la superficie del suelo o dentro de una serie de canales (12.2)

donde un sistema no muestra ningún cambio neto, ya que la entrada es igual a la salida (5.2)

área del lecho marino donde el agua sobrecalentada se filtra fuera de la corteza (4.11)

partículas no consolidadas de mineral o roca que se depositan en el fondo marino (12.1)

la cantidad promedio de tiempo que un elemento permanecerá en el océano antes de ser eliminado (5.2)


Facultad de Ciencias de la Tierra, los Océanos y la Atmósfera

La Facultad de Ciencias de la Tierra, el Océano y la Atmósfera es una pequeña facultad dentro de una gran universidad de investigación. Nuestra comunidad unida fomenta la investigación colaborativa e interdisciplinaria y permite ese toque personal: clases pequeñas, conexiones entre estudiantes y profesores, tutoría entre pares y asesoramiento académico y orientación profesional uno a uno. La ciudad de Corvallis ha sido votada como no. 2 la ciudad universitaria más amigable de Estados Unidos, y los amigos de CEOAS son amigos de toda la vida. CEOAS es la plataforma perfecta para explorar sus intereses, perfeccionar sus habilidades y luego lanzarse a su futuro. ¿Quiere charlar con un asesor? Están listos para ayudarlo.

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CEOAS es un gigante en el campo de las ciencias de la Tierra: nuestro programa de geología ha explorado el planeta durante más de un siglo, y nuestro programa de oceanografía ocupa el puesto no. 3 en el mundo. También contamos con excelentes programas de geografía y ciencias atmosféricas. En todas las disciplinas, nuestra facultad es reconocida por su investigación y valorada por su experiencia. Hemos estado al frente de los descubrimientos desde las profundidades del océano hasta los picos de las montañas remotas, desde nuestros patios traseros hasta los confines de la Tierra. Usted también: Todos los programas de CEOAS enfatizan el aprendizaje experiencial, llevando a los estudiantes al campo e involucrándolos en la investigación práctica. Como estudiante de CEOAS, los vastos recursos de la universidad de investigación más grande de Oregón están a su disposición.


1.31: Origen de la atmósfera y los océanos de la Tierra - Geociencias

La atmósfera original de la tierra y nuestra atmósfera actual.

Nuestra atmósfera actual (que se muestra abajo a la izquierda) es muy diferente de la atmósfera original de la tierra (abajo a la derecha) que era principalmente hidrógeno y helio con menores cantidades de amoníaco y metano.


La atmósfera primitiva escapó al espacio (la tierra estaba caliente y gases livianos como el hidrógeno y el helio se movían con suficiente velocidad como para superar la fuerza de la gravedad terrestre) o fue arrastrada al espacio por el viento solar.

El campo magnético de la tierra protege nuestra atmósfera actual del viento solar. Marte no tiene un campo magnético y el viento solar está quitando su fina atmósfera. La misión espacial MAVEN a Marte ha estado midiendo qué tan rápido está ocurriendo esto. Menciono a Marte principalmente para poder insertar la imagen de abajo, que es la impresión de un artista del viento solar que arrastra la atmósfera de Marte. (fuente de esta imagen, el artículo también incluye una animación de viento solar y más información sobre la misión MAVEN).




Incluí esta fotografía de un cometa porque algunos investigadores no creen esa actividad volcánica por sí sola habría podido dar cuenta de toda el agua que hay en la tierra (los océanos cubren aproximadamente 2/3 de la superficie de la tierra). Elloscreen que los cometas y asteroides que chocan con la tierra pueden haber traído cantidades significativas de agua. La nave espacial Rosetta ha determinado que el agua de este cometa en particular difiere de la composición del agua en los océanos de la Tierra (esta referencia informa "Se determinó que la proporción de deuterio a hidrógeno en el agua del cometa era tres veces mayor que la encontrada para el agua terrestre. "El deuterio es un isótopo de hidrógeno, el núcleo contiene un protón y un neutrón, el núcleo del hidrógeno" normal "solo contiene un protón ) Esto sugiere que, de todos modos, los cometas como el 67P probablemente no eran una fuente importante de agua de la Tierra.


¿De dónde vino el oxígeno de nuestra atmósfera?


Se cree que el oxígeno proviene de la foto-disociación del vapor de agua y el dióxido de carbono por la luz ultravioleta (UV) (la luz ultravioleta de alta energía es capaz de dividir el H20 y CO 2 moléculas en pedazos). Dos de las piezas, O y OH, luego reaccionan para formar O2 y H.

Por cierto, no espero que recuerde las fórmulas químicas del ejemplo anterior. A menudo, es más fácil y claro mostrar lo que sucede en una fórmula química que escribirlo en palabras. Sin embargo, si tuviera que escribir las ecuaciones, debería poder interpretarlas. La luz ultravioleta es una forma de luz peligrosa, de alta energía y potencialmente mortal, y probablemente también sea bueno recordar que la luz ultravioleta es capaz de romper moléculas.

Producción y destrucción de ozono

Una vez que el oxígeno molecular (O2) comienza a acumularse en el aire, la luz ultravioleta (UV) de la luz solar puede dividirse la
O2 aparte para hacer oxígeno atómico (O). Los átomos de oxígeno pueden reaccionar con el oxígeno molecular para formar ozono (O 3). Esto se muestra en la parte superior de la figura siguiente.


El ozono en la atmósfera superior comenzó a absorber las formas peligrosas y mortales de la luz ultravioleta y las formas de vida en la superficie pudieron comenzar a moverse de manera segura desde los océanos a la tierra (antes de la acumulación de ozono, el agua del océano ofrecía protección contra la luz ultravioleta). A molécula de O 3 absorbe algo de UV evitando que llegue al suelo (parte inferior de la figura de arriba).

Una vez que la vida vegetal se desarrolló lo suficiente y una vez que las plantas se trasladaron de los océanos a la tierra, la fotosíntesis se convirtió en la principal fuente de oxígeno atmosférico.


La fotosíntesis en su forma más básica se muestra en la ecuación química anterior. Las plantas necesitan agua, dióxido de carbono y luz solar para crecer. Pueden girar, pueden girar H 20 y CO 2 en material vegetal. La fotosíntesis libera oxígeno como subproducto.

La combustión es esencialmente lo opuesto a la fotosíntesis y se muestra a continuación.

Quemamos combustibles fósiles (material vegetal muerto pero sin descomponer) para generar energía. El vapor de agua y el dióxido de carbono son subproductos. La combustión es una fuente de CO 2 (la fotosíntesis es un "sumidero" de la atmósfera CO 2 , quita CO 2 desde el aire). El dióxido de carbono es el tema de una próxima asignación 1S1P y veremos estas dos ecuaciones nuevamente allí y cuando estudiemos el efecto invernadero y el calentamiento global.


Aquí hay un detalle que a menudo me olvido de mencionar cuando se trata este material en clase. (y algo que probablemente no necesite recordar). El argón que tenemos en la atmósfera aparentemente proviene de la desintegración radiactiva del potasio en el suelo. Tres isótopos de potasio se producen de forma natural: el potasio-39 y el potasio-41 son estables, el potasio-40 es radiactivo y es la fuente del argón en la atmósfera.


Evidencia geológica de oxígeno temprano en los océanos y la atmósfera de la tierra

La siguiente figura es la primera página del paquete de ClassNotes fotocopiado.


Esta figura algo confusa muestra algunos de los eventos importantes en la historia de la tierra y la evolución de la atmósfera. Hay 5 puntos principales que quiero que extraiga de esta figura. Los puntos 1 a 3 son los más importantes.

Primero, punto 1: se cree que la Tierra tiene entre 4.5 y 4.6 mil millones de años. Si quieres recordar que la tierra tiene unos pocos miles de millones de años, probablemente esté lo suficientemente cerca. Un punto relativamente menor que se muestra en la figura: la formación del núcleo de hierro fundido de la tierra fue importante porque le dio a la tierra un campo magnético. El campo magnético desvía el viento solar y evita que el viento solar se lleve nuestra atmósfera actual.

Los estromatolitos (punto 2) son características geológicas, estructuras en forma de columna formadas por capas de roca sedimentaria, que son creadas por microorganismos que viven en la parte superior del estromatolito (no soy geólogo y nunca he visto un estromatolito, por lo que todo esto se basa en fotografías y descripciones escritas). Se han encontrado fósiles de microbios muy pequeños (cianobacterias = algas verdiazules) en estromatolitos tan antiguos como 2,7 B años y son algunos de los primeros registros de vida en la tierra. También se han encontrado estromatolitos mucho más antiguos (3,5 a 3,8 B años) presumiblemente también producidos por microbios, pero sin fósiles de microbios.


Las algas verde azuladas crecen en la parte superior de la columna, debajo del agua pero cerca de la superficie del océano, donde pueden absorber la luz solar. A medida que los sedimentos comienzan a asentarse y acumularse sobre las algas, comienzan a bloquear la luz solar. Las cianobacterias luego se moverían a la parte superior de esta capa de sedimento y el proceso se repetiría. De esta manera, la columna de estromatolito crecería capa a capa con el tiempo.

Quizás se pregunte por qué estamos aprendiendo sobre los estromatolitos. Es porque las cianobacterias en ellos pudieron producir oxígeno mediante la fotosíntesis.




Hoy en día, se encuentran estromatolitos vivos en algunos lugares.Las dos imágenes de arriba son del lago Thetis (izquierda) y Shark Bay (derecha) en Australia Occidental.(las dos fotos de arriba y la fotografía de abajo provienen de esta fuente). La foto probablemente fue tomada durante la marea baja, los estromatolitos normalmente estarían cubiertos con agua del océano. No parece un buen lugar para nadar, esperaría que las superficies superiores de estos estromatolitos estén viscosas. Hamelin Pool en Australia Occidental es un Área del Patrimonio Mundial, los estromatolitos son los fósiles vivientes más grandes y antiguos de la tierra (consulte esta fuente para obtener más información)





Formación de bandas de hierro
Punto 3 se refiere a la formación de bandas de hierro, un tipo de formación rocosa. Estas rocas tienen entre 2 y 3 mil millones de años (quizás más antiguas) y son evidencia de la producción de oxígeno en los océanos de la Tierra. Aquí hay un par de imágenes de muestras de rocas de formación de hierro con bandas que pasé en clase.





Lo principal a notar son las bandas alternas de rojo y negro. Las rocas también son relativamente pesadas porque contienen mucho hierro. El siguiente párrafo y la figura explican cómo se formaron estas rocas.

La lluvia arrastraría en primer lugar los iones de hierro de la superficie terrestre al océano (esto fue en un momento antes de que hubiera oxígeno en la atmósfera). Una vez en el océano, los iones de hierro reaccionaron con el oxígeno de las cianobacterias que viven en el agua del océano para formar hematita o magnetita. Estos dos minerales precipitaron del agua para formar una capa en el lecho marino. Esto es lo que produjo las capas negras.


Periódicamente, la producción de oxígeno disminuiría o se detendría (el aumento de los niveles de oxígeno podría haber matado a las cianobacterias o los cambios estacionales en la luz solar entrante podrían haber ralentizado la fotosíntesis). Durante estos tiempos de baja concentración de oxígeno, se formarían capas rojas de jaspe en el fondo del océano. El jaspe no contiene tanto hierro.

Eventualmente, las cianobacterias se recuperarían, comenzarían a producir oxígeno nuevamente y se formaría una nueva capa de hematita o magnetita. Las rocas que resultaron, que contienen capas alternas de hematita negra o magnetita y capas rojas de jaspe, se conocen como formación de hierro en bandas. Además de las capas roja y negra, se ven capas amarillas hechas de fibras de cuarzo en las muestras que se pasan por la clase.


5. Etapa 4: 0.85 & # x020130.54 & # x0200aGa

Si es apto para describir la etapa 3 como aburrida, entonces la etapa 4 fue tempestuosa y siniestra. Tres, quizás las tres edades de hielo más grandes, visitaron la Tierra (Hoffman & # x00026 Schrag 2002 Hoffman en prensa), y todas estas pueden haber sido seguidas por climas inusualmente cálidos. Por otro lado, el período también se puede describir como floreciente y floreciente. La evolución avanzó rápidamente y culminó con la aparición de animales y la explosión biológica cerca del límite Cámbrico y Precámbrico (Knoll 2005, Conway Morris 2005). La segunda de las mayores desviaciones positivas de & # x003b4 13 C de los carbonatos marinos se produjo durante este período (figuras 2 y 6). Esto señaló el entierro del exceso de carbono y la generación de exceso de O2. La O2 contenido de la atmósfera (Berner 2004) y la concentración de sulfato del agua de mar (Horita et al. 2002) se elevó a niveles que probablemente no eran mucho más bajos que los actuales (Canfield 2005). Los sedimentos de los últimos 300 & # x0200aMyr del Proterozoico contienen BIF, depósitos marinos de manganeso y evaporitas. Los BIF están muy extendidos (figura 7) y están asociados con depósitos glaciares (Hoffman en prensa). Tres de los cuatro grupos principales de depósitos de manganeso también están asociados con depósitos glaciales. Los del Grupo Penganga en India no lo son (Roy 1997).


Desarrollo de los océanos

La desgasificación volcánica de volátiles, incluido el vapor de agua, se produjo durante las primeras etapas de la formación de la corteza y dio lugar a la atmósfera. Cuando la superficie de la Tierra se enfrió por debajo de los 100 ° C (212 ° F), el vapor de agua caliente en la atmósfera se habría condensado para formar los primeros océanos. La existencia de estromatolitos de 3.500 millones de años de antigüedad es, como se señaló anteriormente, evidencia de la actividad de las algas verdeazuladas, y este hecho indica que la superficie de la Tierra debe haberse enfriado por debajo de los 100 ° C en ese momento. Además, la presencia de estructuras de almohadillas en los basaltos de esta edad atestigua el hecho de que estas lavas fueron extruidas bajo el agua, y esto probablemente ocurrió alrededor de islas volcánicas en el océano temprano. La abundancia de rocas volcánicas de la era Arcaica es indicativa del papel continuo de la intensa desgasificación volcánica, pero desde principios del Eón Proterozoico (hace 2.500 millones a 541 millones de años) se ha producido mucha menos actividad volcánica. Hasta hace unos 2.000 millones de años había una deposición sustancial de formaciones de hierro, sílex y otros sedimentos químicos, pero aproximadamente desde ese momento en adelante, las proporciones relativas de los diferentes tipos de rocas sedimentarias y su composición de mineralogía y oligoelementos han sido muy similares a sus Equivalentes fanerozoicos (es decir, rocas depositadas durante el Eón Fanerozoico [hace 541 millones de años hasta el presente]) se puede inferir de esta relación que los océanos alcanzaron sus características químicas modernas y patrones de sedimentación desde hace aproximadamente 2 mil millones de años. A finales del Precámbrico, hace unos mil millones de años, los óxidos férricos se precipitaron químicamente, lo que indica la disponibilidad de oxígeno libre. Durante el tiempo del Fanerozoico, los océanos han sido sistemas químicos en estado estacionario, reaccionando continuamente con los minerales que se les agregan a través del drenaje de los continentes y con los gases volcánicos en las dorsales oceánicas.


Mundo Volcán

Dos modelos son los más favorecidos para el origen de la atmósfera: desgasificación o acreción. La desgasificación está relacionada con la diferenciación de la Tierra y la liberación de gases por parte de los volcanes. Suponiendo que los gases que observamos actualmente también fueran liberados por los primeros volcanes, la atmósfera estaría compuesta de vapor de agua (H2O), monóxido de carbono (CO), dióxido de carbono (CO2), ácido clorhídrico (HCl), metano (CH4), amoníaco ( NH3), nitrógeno (N2) y gases azufrados.

La atmósfera se estaba reduciendo (sin oxígeno libre).

El ambiente actual es bastante diferente:

Al principio de la historia de la Tierra, el vapor de agua formó nubes, lluvia y, en última instancia, toda el agua superficial (océanos, aguas subterráneas, lagos, ríos, glaciares). La presencia de océanos y lagos antiguos está registrada por diferentes tipos de rocas sedimentarias.

Quizás la mejor evidencia geológica de la composición de la atmósfera primitiva es la presencia y abundancia de formaciones de hierro con bandas. Estas rocas están formadas por capas de minerales de sulfuro (evidencia de un ambiente reductor) y pedernal o cuarzo de grano fino. Estas rocas no están presentes en rocas más jóvenes de hace 1.8 a 2.5 billones de años, cuando el oxígeno comenzó a ser más abundante.

La cantidad de dióxido de carbono se redujo por la meteorización química de los minerales en la superficie:

La cantidad de oxígeno aumentó debido a las formas de vida tempranas, como las algas en los estromatolitos.

La introducción de lechos rojos, rocas sedimentarias con cemento de óxido férrico (hematita), al registro de rocas indica la adición de oxígeno libre a la atmósfera.

Recuadro fotográfico: Columna de gas cuando la lava entra en el Océano Pacífico en el volcán Kilauea, Hawái. Foto propiedad de Paul J. Buklarewicz.


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SP-345 Evolución del sistema solar

26. ORIGEN DEL OCÉANO Y LA ATMÓSFERA DE LA TIERRA

26.1. EL OCÉANO DE LA TIERRA Y LA FORMACIÓN DEL SISTEMA SOLAR

[483] Los problemas del origen y evolución del océano y la atmósfera no pueden resolverse de manera realista sin hacer referencia a los procesos mediante los cuales se formó la Tierra. Los datos de observación de la exploración lunar y planetaria no apoyan la noción previamente común pero vaga de que la Tierra de alguna manera ya se había formado cuando tuvo lugar la diferenciación y el océano y la atmósfera comenzaron a desarrollarse. Por el contrario, los procesos que conducen a la formación de la Tierra deben jugar ellos mismos un papel decisivo en la producción de la diferenciación (secs. 12.12-12.13) y en dar lugar a los precursores del océano y la atmósfera actuales. Además, las propiedades actuales del sistema océano-atmósfera colocan condiciones de frontera en la historia de acreción del planeta. Contribuyen a la inverosimilitud de la evolución planetaria, en particular la formación instantánea de los planetas, que se deriva del tipo de concepto laplaciano de formación del sistema solar. Sin embargo, las principales objeciones contra tales conceptos provienen del conocimiento moderno del comportamiento de la materia en el espacio (cap. 1).

De acuerdo con los modelos desarrollados en los capítulos anteriores y con el conocimiento moderno de la física del plasma y la hidromagnética, concluimos que cuando comenzó la formación de nuestro sistema solar, el gas neutro en la región circunsolar cayó hacia el Sol y se ionizó al alcanzar el punto crítico. velocidad de ionización. Los mismos procesos ocurrieron alrededor de los protoplanetas magnetizados (Júpiter, Saturno, Urano y probablemente también Neptuno y la Tierra) en las últimas etapas de su formación. El plasma que gira alrededor del Sol proporcionó la fuente o el medio de captura (cap.19) para el material que, en forma de pequeñas partículas, se agregaba a cuerpos más grandes que finalmente dieron lugar a los planetas (cap. 12, 17 y 18). ).

[484] 26.2. LAS ETAPAS DEL PRECURSOR REMOTO

26.2.1. Oclusión de volátiles en condensados ​​sólidos

Los cristales de vapor son componentes abundantes de ciertos tipos de meteoritos que presumiblemente se forman mediante los procesos discutidos en los cap. 6 y 22 (ver también fig. 7.7.1). Este material meteorítico tiene características químicas indicativas de las condiciones de crecimiento. Entre estos se encuentra la aparición en algunos tipos de cristales de componentes volátiles como átomos de gases nobles e iones halógeno e hidroxilo. Debido a que los átomos de gas inerte no desarrollan fuertes enlaces químicos con la estructura del huésped, son particularmente útiles para estudiar los modos de incorporación.

Se observa que la fracción de gas noble que es de particular interés para los problemas de la Tierra está fuertemente unida al interior de los cristales y requiere altas energías de activación para su liberación cuando el material del meteorito se calienta para su análisis. Esto indica que el gas se incorporó a los cristales durante el crecimiento desde la fase de vapor. En la mayoría de las estructuras cristalinas de los meteoritos, la densidad de empaquetamiento es alta y, por lo tanto, las solubilidades sólidas de los átomos de gas inerte son prácticamente nulas. Por tanto, las concentraciones comparativamente altas de gases nobles ocluidos deben conseguirse mediante su incorporación en dislocaciones y otras imperfecciones del crecimiento.

Además del componente presuntamente ocluido por el crecimiento, los meteoritos también contienen componentes de gases nobles radiogénicos implantados en la superficie que tienen firmas características distintas (Signer y Suess, 1963). No es necesario analizarlas más aquí.

El hecho de que los gases nobles ocluidos estén fuertemente ligados internamente en los cristales muestra que la incorporación tuvo lugar como parte del proceso de cristalización y no como una adsorción superficial u otros procesos de baja energía que ocurren después de la formación de los granos como a veces se sugiere. Además, es bien sabido a partir de experimentos que para que la oclusión de gases nobles sea significativa en el crecimiento de cristales, la temperatura de los cristales tiene que estar por debajo del intervalo 400-600K. Sin embargo, la temperatura de la fase de vapor debe haber sido considerablemente más alta. Esto se sigue de consideraciones fundamentales de la radiación de los sistemas de grano-gas en el espacio (ver, por ejemplo, secciones 1.4 y 22.1 Lindblad, 1935 Lehnert, 1970a Arrhenius y De, 1973).

Además, como se enfatizó en los secs. 1.4 y 15.6, cualquier nube de gas en el espacio con las dimensiones visualizadas para una nebulosa solar debe controlarse incluso a bajas temperaturas mediante procesos magnetohidrodinámicos y, por lo tanto, generar campos y corrientes eléctricas fuertes y mostrar un grado sustancial de ionización. Por lo tanto, al considerar la condensación y el crecimiento de sólidos en una nebulosa primordial, nos preocupamos por un estado térmico que debe ser común en los sistemas gas-sólidos en el espacio y donde los granos que cristalizan a temperaturas comparativamente bajas se sumergen e intercambian materia con , un gas caliente, ópticamente delgado y parcialmente ionizado. Este estado se manifiesta en una amplia variedad de fenómenos activos en el sistema solar hoy o registrados durante la etapa inicial de formación. Estos fenómenos se discuten en contexto a lo largo de este trabajo.

26.2.2. Granos primordiales como portadores de componentes atmosféricos y oceánicos

La composición del componente de gas noble ocluido en los condensados ​​primordiales debe compararse con la composición de la atmósfera de la Tierra y la formación de su océano. Las mediciones de meteoritos muestran que este componente tiene una distribución de abundancia relativa de especies primordiales de gases nobles que es bastante similar a la de la atmósfera terrestre (Signer y Suess, 1963). Por el contrario, las abundancias isotópicas de gases nobles derivadas de la interpolación entre abundancias isotópicas de elementos vecinos en la tabla periódica (Suess y Urey, 1956) dan una distribución completamente diferente con una abundancia mucho mayor de gases nobles ligeros.

Estos hechos sugieren que la composición especial de gas noble que se encuentra en los meteoritos y en la atmósfera terrestre se estableció en el plasma del que crecieron los condensados ​​primordiales en el primer caso, en la región del espacio donde se formaron los materiales parentales de los meteoritos, y, en el último caso, en la región donde se condensaron los materiales parentales de la Tierra. Varios mecanismos pueden haber contribuido al fraccionamiento de gases nobles observado en la región circunsolar (ver revisión en Arrhenius, 1972).

Entonces, la Tierra habría adquirido su atmósfera y océano a medida que crecía a partir de granos y agregados primordiales similares a los que se encuentran en los meteoritos, pero no necesariamente identificables con ellos. La liberación de los volátiles, principalmente durante el proceso de acreción, formaría una atmósfera primordial a partir de la cual la actual se ha desarrollado gradualmente.

Aunque el importante descubrimiento del componente "planetario" de los gases nobles en los meteoritos se realizó hace más de una década, las implicaciones completas de una relación genética no se comprendieron hasta hace poco (Wasson, 1969 Fanale, 1971). Fanale atribuye acertadamente este retraso a un clima de opinión que durante mucho tiempo fomentó la creencia de que la atmósfera primordial de la Tierra debió haber sido completamente eliminada por algún proceso ad hoc. En estas circunstancias, la atmósfera actual habría evolucionado completamente mediante la desgasificación del interior del planeta, que de alguna manera habría retenido una masa suficiente de componentes volátiles.

Como demostró Fanale, es poco probable que este haya sido el caso de que los gases nobles primordiales, con la posible excepción del xenón, al ser acumulados por la Tierra, deben haber sido transferidos en gran parte a la atmósfera donde [486] aún residen. Ni siquiera se notan como grupo en el actual flujo de gas desde el interior de la Tierra, donde el componente de gas noble está dominado por especies radiogénicas ni se ha encontrado todavía un grupo de gas noble con estas proporciones de elementos ocluido en rocas ígneas. Otros volátiles químicamente reactivos muestran una partición compleja entre la atmósfera y la Tierra sólida, como se analiza a continuación.

26.2.3. Fuentes de agua extraterrestres

En vista de la pequeña masa de la hidrosfera en comparación con el manto (1: 3000), concentraciones tan pequeñas como 300 partes por millón de hidroxilo disponible en los silicatos en acumulación que formaron la Tierra son suficientes para generar la masa total de la hidrosfera. Por lo tanto, el material de los meteoritos caídos sobre la Tierra y la Luna (Gibson y Moore, 1973 Apollo 16 PET, 1973) proporcionaría amplias fuentes tanto para el océano como para la atmósfera; tienen un contenido de hidroxilo y agua que varía desde unos pocos cientos de ppm. a varios por ciento.

El componente de los sólidos primordiales de mayor importancia como fuente de agua terrestre es el ion hidroxilo. Este ion forma un componente estructural regular en los hidroxisilicatos de hierro y magnesio, que forman la masa principal de condritas carbonáceas de Tipo I (Wiik, 1956). (Los hidratos cristalinos de sulfatos de magnesio y sodio que se encuentran en las condritas carbonáceas probablemente no se generen en el espacio donde son inestables y es probable que se formen por reacción con el vapor de agua en los museos terrestres).

Anteriormente se creía (únicamente sobre la base de la intuición geológica) que los hidroxisilicatos en los meteoritos deben entenderse como un producto de reacción secundario entre los silicatos anhidros y el agua en forma de vapor o incluso como agua líquida en ríos y pantanos en un planeta de donde los sedimentos posteriormente habrían sido removidos como meteoritos cuando el planeta explotó. Aparte de las prohibitivas dificultades físicas que enfrentan tales teorías de planetas explotados (sec. 22.2), ahora se sabe por experimentos (Meyer, 1969, 1971) que los hidroxisilicatos de magnesio, análogos a los de los meteoritos, pueden cristalizar directamente a temperaturas de grano por debajo de aproximadamente 500K de plasmas que contienen especies de magnesio, silicio, hidrógeno y oxígeno. Furthermore, minor substitution with hydroxyl also occurs in terrestrial silicates common in space, such as olivine and pyroxene (Martin and Donnay, 1972). Such partial hydroxylation is also likely to occur during the growth of these silicates in free space, particularly in vapor crystallization at high relative pressure of atomic and ionic species of oxygen and hydrogen.

The fact that meteorite materials carry sufficient hydroxyl to account for the entire hydrosphere on Earth should not be taken to mean that the Earth formed from any of these specific materials, which probably represent different condensation events and regions in space. But the observations [ 487 ] imply that primordial condensates in different parts of the solar system, although varying markedly in chemical composition (ch. 20 ), have incorporated substantial amounts of volatiles, which were subsequently released in the accretional hot-spot front during the formation of the planets (sec. 26.3.2).

26.2.4. Reservoir of Inert and Reactive Volatiles

An important related question concerns the chemical composition of the Earth's total store of primordial volatiles, determined by the average composition of the planetesimals from which the Earth was built and modified by the loss processes discussed below. In the case of the primordial noble gases thus accreted, the observations mentioned above indicate relative elemental and isotopic proportions similar to those found in the occluded noble-gas component in meteorites.

In contrast, the content and proportions of reactive volatiles in the Earth's source material (primarily species of H, C, N, O, S, and the halogens) are obscured by the fact that it is totally unknown how much of these elements is hidden in the Earth's interior. Analyses of crustal rocks and extrusions from the upper mantle are not informative on this point since they are likely to be contaminated by the oceanic and atmospheric reservoirs. Extraterrestrial materials do not, at the present state of knowledge, provide much quantitative guidance on this point either, since their absolute and relative contents of reactive volatiles are extremely variable (Bogard et al., 1973 Gibson and Johnson, 1971, 1972 Collins et al., 1974).

26.3. THE IMMEDIATE PRECURSOR STAGES

26.3.1. Evolution of the Earth's Precursor Planetesimals

As shown above, we can, with some assurance, trace the Earth's ocean and atmosphere back in time to the plasma phase which preceded the formation of solid grains in circumsolar and transplanetary space. The evolutionary stages of grain formation in eccentric Kepler orbits around the magnetized gravitating central body have been discussed in chs. 16 - 18 , 21 , and 23 . Once jet streams have formed (ch. 6 ), accretional processes can become active (chs. 7 and 12 ).

In the case of the Earth the runaway accretion of the protoplanet and the exhaustion of the parent jet stream at time t c occurred very early during formation of the solar system according to sec. 12.8, 3.5 X 10 7 yr after the onset of condensation in the terrestrial region of space. The mass present at that time sufficed to give rise to a protoplanet with about [ 488 ] half Earth's present radius (fig. 26.3.1). During the remaining part of the time period of infall of gas, assumed to last approximately 3 X 10 8 yr, growth was maintained at a low and steady rate, determined by the rate of injection of newly condensed material into the jet stream and hence by the rate of inflow of gas into the B cloud (sec. 21.11.1). At the end of the infall time t inf the jet stream was rapidly exhausted and the accretion of the planet terminated, as shown in fig. 26.3.1.

26.3.2. Temperature Distribution in the Growing Protoplanet

When an impacting planetesimal is brought to rest on the surface of the embryo its kinetic energy is almost entirely converted to heat energy, part of it locally and part of it in other regions of the embryo. The discussion in secs. 12.10 12.11 established that the temperature profile of a growing protoplanet is a function of the number and mass of impacting planetesimals, which reach a maximum during runaway accretion. We concluded, therefore, that the inner core of the Earth accreted cold, the accretion temperature rose to a maximum when the outer core formed, and the accretion temperature then fell abruptly and remained low (averaged over the entire surface of the Earth) during the accretion of the mantle, as depicted in fig. 26.3.1.

It is tempting to see in this primeval heat distribution of the Earth an explanation of the fact that, in its present state, our planet is known to have a solid inner core and mantle and a liquid outer core. Acceptance of this explanation requires that since the formative era the heat distribution has not changed very much due to thermal conduction. Further, radioactive heating would add another component to the heat profile in a manner depending on the largely unknown distribution of uranium, thorium, and potassium.

26.3.3. The Core of the Earth

It should be noted that the above interpretation of the Earth's internal structure presupposes that the core of the Earth is a primary feature. Still, 10 years ago there was no compelling evidence against the ingenious and widely accepted suggestion by Elsasser (1963) that the Earth's core formed at a relatively late time in geological history when radioactive heating of an originally homogeneous Earth had proceeded far enough to cause melting of iron (or iron sulfide) in an outer zone of the planet. Gravitational settling of the molten metal toward the center of the planet would release large amounts of gravitational energy and lead to a thermal runaway process, completely melting the Earth.

The following observations place such a development in doubt:

FIGURE 26.3.1.- The dashed curve and the left-hand ordinate show the thermal power (in arbitrary units) delivered per unit surface area of the growing Earth by impacting planetesimals (ch. 12 ). The lower abscissa shows the radius of the growing Earth in fractions of the present radius. The upper (nonlinear) abscissa scale shows the time elapsed from inception of accretion. The three solid curves show the accumulation of water on Earth. The left curve represents the amount retained in the cooly accreted inner core (arbitrary units). The middle curve shows the accumulated water in the atmosphere and the right-hand curve shows the accumulated liquid water both in units of 10 23 g. The final mass of accumulated water has been adjusted to equal the present ocean mass. (From Arrhenius et al., 1974.)

(1) Preserved crustal segments have been found to extend as far back in time as 3.7 G yr (Black et al., 1971). This is difficult to reconcile with the necessary rate of cooling, particularly if the total store of volatiles, with the exception of a small fraction in solution in the melt, was transferred into a thick insulating atmosphere. The example from Venus further suggests that such a situation may be irreversible.

(2) Rocks derived from the upper mantle characteristically have high concentrations of nickel and platinum nickel concentrations are mostly of the order of 10 -3 . It has been pointed out by Ringwood (1966) that the concentrations of these noble metals in the silicates would be brought to [ 490 ] much lower levels if they had been in contact with and approached equilibrium with molten iron or iron sulfide. That such extraction of nickel and platinum into the metallic phase actually takes place under similar kinetic conditions is indicated by the composition of lunar rocks, where most metallic iron and iron sulfides from the source planetesimals have been drained away from the surface layer in the accretional front of hot spots. As a result lunar silicates have nickel and platinum contents which are an order of magnitude lower thin their counterparts in terrestrial mantle rocks.

To satisfy the need for a core formed concurrently with, rather than subsequent to, the formation of the Earth, we need to assume either that the material accumulating in the region of the terrestrial planets during the first approximately 4 X 10 7 yr (0 < t t inf fig. 26.3.1) was particularly rich in iron or that the core, as suggested by Ramsey (1948, 1949), consists of a compressed metallic material with chemical composition similar to that of the mantle. These alternatives are discussed in sec. 20.5.

26.3.4. Heat Release and Volatilization of Water During Accretion

Sections 12.6-12.9 have treated the mass and time relationships for accretion of planets in detail. The heating of the accreted material, carrying in it the volatile sources of the ocean and the atmosphere, is of crucial importance for fractionation of the volatiles and their ultimate disposition. The major amount of heat in the accretion process derived from the conversion into thermal energy of the kinetic energy of the impacting bodies (planetesimals).

When a planetesimal hits an embryo (protoplanet), its impact velocity is

v imp = ( v es 2 + u 2 ) 1/2 (26.3.1)

where v es is the escape velocity for the embryo and u is the original velocity of the planetesimal relative to the embryo. In the later stage of accretion, u becomes small compared to v es . Hence, the amount of kinetic energy released at each impact is slightly above 1/2 mv es 2 , where m is the mass of the impacting planetesimal. A fraction of this energy will be converted to thermal energy of fusion within the planetesimal, melting the mass-fraction , , given by

[ 491 ] L being the latent heat of fusion for the projectile material. If we take iron-magnesium silicates to be representative of the solid material in the planetesimals, the latent heat of fusion (Fe 2 SiO 4 : 295 J/g, MgSiO 3 : 616 J/g, Mg 2 SiO 4 : 455 J/g) may be taken to be of the order of 500 J/g.

As an example, when the embryo has grown to half the present size of the Earth, we find on putting , and L = 500 J/g that

The factor depends on the structure of the planetesimals. If these are hard solids some of the energy will be transmitted as shock waves which are dissipated at depth in the embryo (Levin, 1972). If they are fluffy aggregates a large fraction will be dissipated locally. Even if were as low as 4 percent, there is energy enough for the whole planetesimal to be melted. It is likely that the target material will be heated at the same time. Hence it is possible that a considerable fraction, if not all of the planetesimal, will be melted and/or heated to sufficiently high temperatures for the major part of its volatile components to be released in the form of gas.

The extent to which water vapor and other volatile compounds will be retained as an atmosphere around the protoplanet is determined by the balance between thermal escape of the molecules and the increasing gravitational retention by the protoplanet as its mass grows. Thus there will be a gradual accumulation of water vapor with time, and, under suitable conditions, this may condense to form liquid water.

These conditions are largely determined by the temperature of the surface of the growing protoplanet, which in turn depends on the planetesimal impact rate and the heat release at each impact. Before we proceed in sec. 26.4.3 to outline the process of the accumulation of water, we shall therefore briefly review the characteristics of the accretional heat distribution.

26.4. ACCUMULATION OF WATER DURING THE ACCRETION OF THE EARTH

The rate of increase of mass with radius for an embryo of uniform density is (see sec. 7.3)

[ 492 ] Let us suppose that each mass unit of impacting matter releases mass units of water. Then the rate of increase of water content in the environment of the embryo is

where M H2O is the mass of the water released.

The water vapor thus accumulated will form a part of the atmosphere around the embryo. At the top of this atmosphere the water molecules will approach a Maxwellian velocity distribution and a corresponding equilibrium temperature. The molecules which have thermal velocity in excess of the escape velocity for the embryo can escape eventually from the neighborhood of the embryo. As shown by Jeans, if the root mean square velocity of a gas is only of the order of 20 percent of the escape velocity, the gas can escape entirely in the course of a billion years or so. Hence we can make a crude model by assuming that prior to the Earth's being large enough to have an escape velocity greater than five times the thermal velocity no vapor is gravitationally retained by the embryo. Once the escape velocity equals or exceeds five times the thermal velocity, all the vapor is retained. The relevant temperature of the water vapor that will determine its rate of gravitational escape is the temperature characteristic of the atmosphere that is formed by the release of the occluded gases. This temperature is not related to the accretionally heated surface temperature of the embryo but is determined by the radiation fields of the Sun and of the plasma in the primordial magnetosphere surrounding the Earth (De, 1973).

The thermal conditions at the top of this proto-atmosphere may be comparable to those in the Earth's exosphere today, possibly having a characteristic temperature of about 1000K corresponding to a thermal velocity of about 1 km/sec for the main constituents of the atmosphere. If the escape velocity must be 5 times this we find that the Earth must have reached a size of about half its present value in order to retain the atmospheric gases and water vapor. This is about the present size of Mars and is reconcilable with the fact that Mars seems to be close to the limit where its gravitation is large enough to keep an atmosphere.

Figure 26.3.1 shows the primeval heat structure of the Earth resulting from accretion as discussed in sec. 26.3.2. The ordinate (left) for this curve is proportional to the temperature. We note that, after the low temperature accretion of the inner core, the temperature of the surface layer of the embryonic Earth continues to rise and culminates at Hence water vapor cannot condense during this period and must remain in the [ 493 ] atmosphere. However, the gravitational retention of water vapor at this stage is negligible. As accretion proceeds, now at a low rate determined by the injection of source material into the terrestrial region, the surface temperature of the protoplanet falls to a low average value which is probably close to the present surface temperature of the Earth. This would allow the water vapor to condense and begin the formation of a proto-ocean.

Figure 26.3.1 also shows the accumulation of water with increasing radius of the protoplanet calculated under the assumption that all the atmosphere is lost if but retained if . The total accumulation when the radius reaches the present value has been matched to equal the present ocean mass.

Meteorite materials of the type discussed in sec. 26.2.3 have sufficient hydroxyl contents to account for the present hydrosphere. Hence if the primordial grains had the same water content they would be an ample source for the present ocean.

26.4.2. Accretional Hot-Spot Front and State of Water

As was shown in secs. 12.10-12.11 above and in fig. 26.3.1 for the case of the Earth, heat delivery to the surface layer of the protoplanet first reached a maximum and then declined to a low mean value when the size of the present outer core was reached. After this culmination, the accretion of the outer regions of the Earth proceeded at a low rate, controlled by the continued injection rate of matter (assumed here to be constant) into the terrestrial region of space and terminating at the time t inf when this injection ceased. During the era between t c and t inf the average rate of heating of the surface of the protoplanet hence must have been low. At the same time, however, local heating at each individual impact site continued to be high and actually increased due to the increase of v es . The transformation of kinetic energy of the infalling bodies to thermal energy has been discussed in sec. 26.3.4. Since the major fraction of mass, and hence potential thermal energy, is concentrated in the largest embryos impacting on the growing Earth (Safronov, 1969 Ip, 1974a), it is these large projectiles that control the thermal evolution.

Assuming that the size distribution of accreting planetesimals was such as to place the major fraction of mass in bodies sufficiently large to penetrate the atmosphere and the ocean, the major fraction of heat was delivered in large impacts repeated relatively rarely at any given location (once every ten to a few hundred years in any impact area) during the era of mantle and crust formation. As pointed out in secs. 12.12-12.13, each major impact is likely to have created a deep subsurface region of molten rock which, in contrast to secondary ejecta and a thin surface crust, would cool slowly. In such melt reservoirs differentiation of magma could take place with the [ 494 ] heavy components sinking to the bottom and the light materials accumulating at the top. Although the average surface temperature of the Earth during this era would have remained low, each individual impact region would, in the course of time, be remelted and differentiated several times over. Radial progression of this accretional front of hot spots, discontinuous in space and time, resulted in the selective removal toward the surface of light differentiates forming the Earth's crust and of volatiles forming the atmosphere and the ocean.

The water vapor released at individual impacts after time t c , would condense and contribute to the growing proto-ocean due to the low average surface temperature during this era.

26.4.3. Details of the Model

The development discussed in secs. 26.3-26.4 above has purposely been made simplistic to reiterate in principle the energetics of growth of the planet and to illustrate the course of retention of oceanic and atmospheric components with time. There are several complicating factors, some of which can be discussed qualitatively with some certainty at the present time for others observational basis is still lacking. Some of the resulting modifications and uncertainties are discussed in the following sections.

26.4.3.1 Atmospheric loss mechanism . En seg. 26.4, it was assumed that water vapor was lost from the exosphere by molecular evaporation during the embryonic growth stage of the planet. After achieving such a size that water molecules cannot escape the gravitational field, other mechanisms of water loss must predominate. If one assumes solar energy flux of at least the present magnitude during the major fraction of Earth's history (see sec. 25.5), water vapor in the upper atmosphere will be dissociated and form a number of species including atomic and molecular hydrogen, hydroxyl, and oxygen ions of these the hydrogen species have a high escape rate and are preferentially lost to space. The escape rate is probably controlled by the water-vapor transfer rate from the troposphere across the stratospheric cold trap (Harteck and Jensen, 1948 Urey, 1952, 1959).

It is thus generally believed that a part of the terrestrial oxygen is the residue of water from which the hydrogen component has escaped. An estimate of the relative importance of this selective loss can be obtained from the budget shown in table 26.4.1.

The table shows that, if we make the extreme assumption that the oxygen now present in limestone derives entirely from dissociated water by reaction of such oxygen with primoridial carbon compounds, then limestone would be a major store of such oxygen. However, the limestone may partly or entirely have formed by other reactions instead carbon dioxide may have been one of the primordial gas components of planetesimals (Gibson and.

[ 495 ] TABLE 26.4.1. Distribution of Terrestrial Oxygen.

Mass of stored oxygen (10 23 g)

Hydrosphere (including sediment pore water)

Excess in oxidized iron compounds

. Moore, 1973), it may have been produced by reaction of planetesimal carbon with oxygen in iron silicate in the accretional heat front (Ringwood, 1959), or carbonates could have formed by reaction of methane and water with silicates (Urey, 1952). Hence the largest conceivable loss of water by escape of hydrogen would amount to about 25 percent of the present mass of water the actual amount is probably much smaller.

The amount of atmospheric oxygen used up by oxidation of transition element compounds, primarily those of iron, has been estimated on the basis of the extreme assumptions: (1) of an original oxygen-iron average oxidation state corresponding to FeO and (2) that all iron in present-day sediments occurs as Fe 2 O 3 and forms on the average 3.5 percent of shale and deep-sea sediments. The total thus obtained is only a small fraction of the oxygen in the present ocean. However, this calculation ignores the unknown amount of water-derived oxygen bound to divalent or trivalent iron in the mantle and in crustal igenous rocks (see Holland, 1964). Particularly the amount in the mantle constitutes a substantial uncertainty.

The rate of removal of gas from bodies in space is also affected by interaction with corpuscular radiation from the Sun. It is sometimes assumed that a "solar gale" arose after the planets had formed, removing all planetary atmospheres in the inner part of the solar system.

The need for such an ad hoc mechanism was rooted in the belief that the primordial components were missing from the Earth's atmosphere. As discussed in sec. 26.2, it is now realized that on the contrary our present atmosphere can only be understood as a product of the primordial accretion modified by loss of hydrogen and helium, by photochemical and biological processes, by reaction with the solid Earth, and by the radiogenic gas flux from the Earth's interior. The records from the Moon and from meteorites also have failed to give evidence of any major enhancement of solar corpuscular radiation during or after the formative era. For a discussion of the corpuscular radiation effects during this era, see secs. 16.8 and 25.5.

26.4.3.2 Effect of atmosphere and ocean on accretional heating . In principle the developing hydrosphere and atmosphere could alter the [ 496 ] distribution of accretional heat. The atmosphere and ocean would dissipate projectile energy by frictional heating and would decrease the radiative cooling efficiency of the collision-heated spots on the surface. The latter effect would become important if a large fraction of accumulated water were evaporated into a hot atmosphere. This is, however, not likely to have taken place since such a runaway greenhouse effect (Rasool and De Bergh, 1970) might be irreversible, whereas the geological record shows existence of sediments and organic life of Earth already at the - 3 G yr level (Engel et al., 1968). The lack of development of a hot atmosphere can be understood since the calculated size distribution of accumulating planetesimals places the major amount of mass in large projectiles (sec. 26.4.2). This would concentrate the accretional heat in limited regions, and, with sufficient intervening time available between major impact events, efficient reradiation of surficial heat into space would take place.

At a large projectile mass/surface ratio, energy dissipation in the atmosphere and the ocean would also become small compared to the energy release after penetration to the solid surface, even in the case of objects with the assumed properties of comets (Lin, 1966).

26.4.3.3 Effect of planetesimal impact . Terrestrial experience gives little guidance concerning the nature of impact processes of the magnitude involved in planetary accretion. In the projectile mass range studied in controlled experiments on Earth with massive projectiles, the mass of ejecta exceeds that of the projectile for hypersonic impacts (sec. 7.4).

At projectile masses far beyond this range, however, the fraction of projectile material retained in the target would be expected to increase particularly at impact speeds several times the velocity of sound in the projectile material. This is indicated by the effects of the largest impacts on the lunar surface. Hence local implantation of kinetic energy converted to heat is likely to have been an important process during the accretion of the Earth.

26.5. INTRODUCTION OF WATER IN THE LITHOSPHERE

26.5.1. The Assumption of Primordial Impregnation

Crustal igneous rocks on Earth have a low but persistent content of water and occasionally very high contents of carbon dioxide (von Eckermann, 1948, 1958 Tuttle and Gittens, 1966). Because of the unknown extent of these components at greater depth in the Earth, the total store of volatiles in the solid Earth is highly uncertain. The questions of how and when these volatiles became buried are important to the problem of the formation of the ocean and atmosphere. One commonly made, intuitively based suggestion is that an excess over the present amount was somehow introduced into the [ 497 ] interior of the Earth during its early history. This situation would be or would become metastable, causing a net transport of water from the lithosphere to the ocean during a substantial fraction of geological time and possibly still today. No observational basis has been found for this assumption, which was originally made to secure a storage place for the present ocean and atmosphere while the original atmosphere was supposed to be destroyed. As discussed above, such a catastrophe is counterindicated by the noble-gas distribution in the atmosphere hence the need for any such temporary ocean storage has disappeared.

To explain the present content of reactive volatiles (primarily water and carbon dioxide) in igneous rocks, Fanale (1971), on the basis of a proposal that the Earth became completely melted (Hanks and Anderson, 1969), suggested that the volatiles were partitioned in equilibrium between the melted Earth and a hot, high-pressure atmosphere in contact with it. This would seem excluded on the basis of quantitative considerations of the accretion process (ch. 12 ). These indicate early exhaustion of the Earth's jet stream and slow subsequent growth during the major part of the approximately 10 8 -yr accretion period (fig. 26.3.1). Under these circumstances, the average temperature of the Earth's surface must have been low during accumulation of the mantle and the crust. The thorough outgassing of the noble gases recognized by Fanale is, as demonstrated by the late bombardment effects on the Moon, the natural consequence of local heating at each individual impact and does not in itself require or suggest simultaneous heating of the whole surface layer of the Earth.

It is furthermore doubtful that a thoroughly melted Earth would have had time to cool enough to yield a still preserved crust 0.7 G yr after forma tion, particularly with a hot atmosphere containing a major part of the present ocean and of the carbon dioxide reservoir. Finally, the spotty occurrence of deep-seated igneous rocks rich in carbon dioxide suggests that this was introduced locally by a mechanism such as described below, rather than by equilibration of a molten Earth with a hot, massive atmosphere

26.5.2. Steady-State Impregnation and Release

There is indeed a straightforward and observationally supported way in which the igneous rocks of the crust and upper mantle would be continuous!, impregnated with reactive volatiles from the atmosphere and the ocean. The evidence for convection-driven lateral movement of large plates of the Earth's crust suggests strongly that water and carbonate containing sediments and hydrated submarine eruptives are sinking and assimilating into, the upper mantle in subduction zones, compensating for the rise of magma and generation of new crust in the seafloor spreading zones. This vertical mixing is sufficiently fast (approximately 5 cm/year) to have drowned all [ 498 ] ocean sediments appreciably older than a few percent of the Earth's estimated age so all reactive volatiles now found in igneous rocks can be understood as contamination mainly from the ocean, introduced into the solid Earth much later than the time of formation of the Earth's primordial crust.

Thus an efficient mechanism for circulation of volatiles between the ocean atmosphere system and the upper mantle has been operating through the geological eras recorded on the ocean floor and presumably during the entire history of the Earth after its formation. This does not exclude the possibility that some (probably small) fraction of the primordial volatiles was left behind in the growing lithosphere as a result of incomplete outgassing during accretion of the Earth.

26.5.3. Possible Remains of Planetesimal Volatiles in Earth's Crust and Mantle

At atmospheric pressure most gases are practically insoluble in silicate melts. However, considerable excess amounts of gas can be incorporated during shock melting of porous materials and can, at solidification, be retained in disequilibrium in such melts when they solidify due to the inefficiency of diffusion-limited removal processes (Fredriksson and De Carli, 1964). On the other hand, convection in such melts, and stripping by boiling of components such as hydrocarbons and monoxides of carbon, silicon, and potassium, contribute toward relieving such disequilibria. These retention and removal phenomena are exemplified in the lunar igneous rocks where frothing due to gas escaping from the melts is common.

Conditions in the lunar crust also indicate that, in the culminating stage of accretional heating (which on Earth probably occurred at the outer core and on the Moon near or at the present surface see fig. 12.11.1), the removal of any water vapor possibly associated with the molten and vaporized projectile material was highly efficient, resulting in oxygen partial pressures less than 10 -14 b. The sporadic occurrences of volatiles in lunar materials are considered to derive from postformative impact of volatile rich projectiles on the cold lunar surface and in some instances perhaps to be due to vapor transport through crustal fractures from the coldly accreted inner core (which could be considerably warmer today due to radioactive heating).

During the accretion of the Earth's mantle and crust, large impacts could well have implanted hydroxyl-containing material sufficiently deep so that the (pressure dependent) solubility in the melt remained comparatively high, and removal was not complete before solidification, in spite of repeated remelting by new impacts and the gravitational upward removal of light components which produced the crust. Because of the complexity of these processes and our lack of knowledge of large-scale impact effects, it is [ 499 ] difficult now to estimate the ultimate efficiency of material separation by the accretional hot-spot front.

A continued systematic search for primordial gas components such as radiogenic Xe 129 from the Earth's crust and mantle could narrow the limits of uncertainty (Boulos and Manuel, 1971). Primordial ratios of appropriate neon and argon isotopes associated with He 3 found in terrestrial materials (Clarke et al., 1969) would also serve as indicators of the possible importance of residual primordial gases.

Improved knowledge of the temperature distribution in the mantle would also contribute to the vertical transport efficiency problem since at least at moderate pressures the large cations of the elements contributing to radioactive heating are concentrated in the light component migrating toward the surface in the accretional heat front.

26.6. THE OCEAN AND THE EARTH-MOON SYSTEM

The evolution of the ocean must have been markedly affected by the fact that an abnormally massive body causing significant tidal effects exists in the vicinity of the Earth. A similar case is that of Neptune and its captured satellite Triton which has an orbit which decidedly is tidally modified (sec. 24.4) (McCord, 1966).

Tidal forces in the early evolution of the Earth-Moon system should be of considerable importance, and the question arises of the relative role of the ocean in tidal dissipation. Since dissipation in the solid Earth is considered insignificant (Munk, 1968), the ocean would provide the most important medium for tidal energy exchange.

It was believed earlier that capture of the Moon (ch. 24 ) must have had catastrophic tidal effects on Earth leading to complete evaporation of the ocean to form a hot atmosphere. However, the long duration of the high magnetic field immersion, indicated by the magnetization of lunar rocks in the time interval - 4 to - 3 G yr (Strangway et al., 1972 Alfvén and Lindberg, 1974) suggests that the capture and the subsequent approach and recession of the Moon to its present orbit were associated with resonance effects (fig. 24.5.1). Such resonance effects could limit the closest approach of the Moon to distances much larger than the Roche limit.

All these questions concerning the history of the Moon need to be answered before we can have a detailed picture of the evolution of the Earth's ocean-atmosphere system.

26.7. SUMMARY AND CONCLUSIONS

(1) Physically acceptable models for accretion of planets and their source planetesimals are limited by the dynamic laws for motion of the primordial [ 500 ] solid condensate grains and by the boundary conditions for kinetic evolution of assemblages of particles in Kepler orbits.

(2) Analysis of the preplanetary conditions indicates a slow and cold accretion of the inner core of the Earth which temporarily changed into a rapid and hot accretion when Earth had reached approximately half of its present radius and about 10 percent of its present mass.

(3) In the subsequent phase, during which 90 percent of the Earth formed, accretion was slow and controlled by the influx of source material in the terrestrial region of space. During this period, extending over the order of 10 8 yr, each impacting planetesimal must have produced intense local heating, so that every part of the Earth became melted several times, but this heating was discontinuous in time and place so that the average temperature of the surface of the growing protoplanet remained low. During this period most of the gas, with the exception of hydrogen and helium, was retained.

(4) Due to the low average temperature of the Earth's surface, water vapor released in individual local impacts would during the slow, major phase of accretion condense to form a growing hydrosphere.

(5) The noble-gas composition of the present atmosphere indicates that it is directly inherited from the source planetesimals. The present atmosphere must consequently be considered as original. It differs from its primordial state only by escape of H and He, change in molecular composition due to photosynthesis, and removal of carbon into the crust, mainly as calcium carbonate.

(6) There is no need for the assumption of a solar gale removing the primitive atmosphere. Such an assumption also lacks support in the meteorite irradiation record.

(7) The observed present-day flux of volatiles from the crust into the ocean-atmosphere system must largely represent the return of volatiles which have been recycled from the ocean and atmosphere through the crust and upper mantle several times during geological history. The removal branch in this cycle is the dragging down of water and carbonate-containing sediments into the crust and upper mantle in the subduction zones, resulting from or driving the observed lateral motion of crustal plates.

(8) There is, consequently, no longer any basis for the earlier notion that the ocean and atmosphere have gradually emerged at the surface of the Earth during geological history. Instead, available evidence indicates that the ocean and the atmosphere have essentially been in place not only during the entire history of the Earth as an adult planet, but also during the major phase of accretion beginning at the stage that the proto-Earth was roughly of the size of Mars.


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