История Земли и жизни на ней - [12]

Современные вулканические газы примерно на 75 % состоят из воды и на 15 % — из углекислоты, а остаток приходится на метан, аммиак, соединения серы (H₂S и SO₂) и «кислые дымы» (HCl, HF, HBr, HJ), а также инертные газы; свободный кислород полностью отсутствует. Изучение содержимого газовых пузырьков в древнейших (катархейских) кварцитах Алданского щита показало, что качественный состав этих газов полностью соответствует тому, что перечислено выше. Поскольку эта первичная атмосфера была еще очень тонкой, температура на поверхности Земли была равна температуре лучистого равновесия, получающейся при выравнивании потока солнечного тепла, поглощаемого поверхностью, с потоком тепла, излучаемым ею; для планеты с параметрами Земли температура лучистого равновесия равна примерно 15 °C.

В итоге почти весь водяной пар из состава вулканических газов должен был конденсироваться, формируя гидросферу. В этот первичный океан переходили, растворяясь в воде, и другие составные части вулканических газов — большая часть углекислого газа, «кислые дымы», окиси серы и часть аммиака. В результате первичная атмосфера (содержащая — в равновесии с океаном — водяные пары, CO₂, CO, CH₄, NH₃, H₂S и инертные газы, и являющаяся восстановительной) оставалась тонкой, и температура на поверхности планеты не отклонялась сколь-нибудь заметно от точки лучистого равновесия, оставаясь в пределах существования жидкой воды. Это и предопределило одно из главных отличий Земли от других планет Солнечной системы — постоянное наличие на ней гидросферы.

Как же изменялся объем гидросферы на протяжении ее истории? В расплавленном базальте (в астеносфере) при температуре 1000 °C и давлении 5–10 тыс. атмосфер растворено до 7–8 % H₂O: именно столько воды, как установлено вулканологами, дегазируется при излиянии лав. Большая часть этой воды (имеющей, таким образом, мантийное происхождение) пополняла собою гидросферу, но часть ее поглощалась обратно породами океанической коры (этот процесс называется серпентинизацией). Расчеты геофизиков показывают, что в катархее и архее воды в океанских впадинах было мало — она еще не прикрывала срединно-океанические хребты; в океаническую кору она поступала не из океанов, а снизу — непосредственно из мантии. В начале протерозоя уровень океанов достиг вершин срединно-океанических хребтов, но на протяжении всего раннего протерозоя практически весь объем поступавшей в океаны воды поглощался породами океанической коры. К началу среднего протерозоя процессы серпентизации закончились, и океаническая кора обрела современный состав. С этого времени объем океанов вновь начал нарастать, и процесс этот будет продолжаться, постепенно замедляясь, и дальше — пока на Земле не прекратятся вулканические процесы.

Если спросить человека: «Отчего море соленое?», он почти наверняка ответит: «Оттого же, отчего солоны бессточные озера (вроде озера Эльтон, снабжающего нас пищевой поваренной солью): впадающие в море реки несут некоторое количество солей, потом вода испаряется, а соль остается». Ответ этот неверен: соленость океана имеет совершенно иную природу, чем соленость внутриконтинентальных конечных водоемов стока. Дело в том, что вода первичного океана имела различные примеси. Одним источником этих примесей были водорастворимые атмосферные газы, другим — горные породы, из которых в результате эрозии (как на суше, так и на морском дне) вымываются различные вещества. «Кислые дымы», растворяясь в воде, давали галогеновые кислоты, которые тут же реагировали с силикатами — основным компонентом горных пород, и извлекали из них эквивалентное количество металлов (прежде всего — щелочных и щелочноземельных — Na, Mg, Ca, Sr, K, Li). При этом, во-первых, вода из кислой становилась практически нейтральной, а во-вторых, соли извлеченных из силикатов элементов переходили в раствор; таким образом, вода океана с самого начала была соленой. Концентрация катионов в морской воде совпадает с распространенностью этих металлов в породах земной коры, а вот содержание основных анионов (Cl^-, Br^-, SO₄^-, HCO₃^-) в морской воде намного выше того их количества, которое может быть извлечено из горных пород. Поэтому геохимики полагают, что все анионы морской воды возникли из продуктов дегазации мантии, а все катионы — из разрушенных горных пород.

Главный фактор, определяющий кислотность морской воды — содержание в ней углекислоты (CO₂ — водорастворимый газ, и в океанах его сейчас растворено 140 трл. т — против 2,6 трл. т, содержащихся в атмосфере). В океанах существует динамическое равновесие между нерастворимым карбонатом кальция CaCO₃ и растворимым бикарбонатом Ca(HCO₃)₂: при недостатке CO₂ «лишний» бикарбонат превращается в карбонат и выпадает в осадок, а при избытке CO₂ карбонат превращается в бикарбонат и переходит в раствор. Карбонатно-бикарбонатный буфер возник в океане на самом начальном этапе его существования, и с тех пор он поддерживает кислотность океанской воды на стабильном уровне.

Что касается атмосферы, то ее состав стал меняться в протерозое, когда фотосинтезирующие организмы начали вырабатывать (в качестве побочного продукта своей жизнедеятельности) свободный кислород; сейчас считается твердо установленным, что весь свободный кислород планеты имеет биогенное происхождение. Кислород, в отличие от углекислоты, плохо растворим в воде (соотношение между атмосферным и растворенным в воде CO