В.И.Бгатов
История
кислорода
земной
атмосферы

В.И.Бгатов
История
кислорода
земной
атмосферы
МОСКВА «НЕДРА” 1985
ществующих ныне методов изучения первично осадочных пород лю-
бого времени образования.
Итак, постараемся определить место и время образования сво-
бодного кислорода, обосновать возможный вариант развития кисло-
родной составляющей в атмосфере нашей планеты.
На заре развития Земли процесс поступления кислорода в ат-
мосферу совершался только эндогенным путем (внутренними сила-
ми Земля). Уже в глубоком докембрии этот процесс создал одну
из необходимейших предпосылок для появления жизни. Возникшая
на более поздних этапах докембрийского развития Земли раститель-
ность, потребляя кислород в меньшем количестве, чем продуцируя
его, своей деятельностью поддерживает сложившееся равновесие в
атмосфере. Иными словами, с момента своего возникновения и до
настоящего времени она выполняет роль атмосферного санитара:
очищает воздух от избыточного углекислого газа, поступающего в
результате окислительных процессов (дыхание, горение и т. д.) и из
наземных вулканических очагов.
По существу, вся система доказательств происхождения атмо-
сферного кислорода подтверждает блистательную точку зрения ве-
ликого естествоиспытателя нашего времени акад. В. И. Вернадско-
го: «В точных данных современной минералогии мы не имеем ни од-
ного факта, который указывал бы... на изменения в составе атмо-
сферы в ее современном состоянии или в научно изученном прош-
лом — в геологических периодах. Поэтому мы можем считать, что в
этих пределах, т. е. в пределах геологических эпох, состав воздуха
был неизменен; ои был в общих чертах тем, каким мы его наблюда-
ем иыне»*.
Итак, свободный кислород в газовой фазе появился на Земле в
глубокой древности, т. е. в раннем докембрии, в результате дегаза-
ции базальтовой магмы, подобно тому, как появились в атмосфере
и другие газы. Более того, он продолжает поступать из земных недр
до настоящего времени. Магма является тем первым мощным источ-
ником кислорода в природе, который определяет количество и ка-
чество его в атмосфере совместно с появившимся несколько позднее
кислородом фотосинтетическим.
Рассматривая историю кислорода земной атмосферы, невозмож-
но не затронуть и другие газы, ее составляющие. Особенно большой
интерес, с нашей точки зрения, представляет незаслуженно обойден-
ный вниманием азот.
Существующая обширная литература и по атмосферному кис-
лороду, и по углекислому газу (который, в сущности, в атмосфере
составляет ничтожно малую величину — около 0,03 %) показывает
* Вернадский В. И. Избр. соч. т. 2, М., АН СССР 1955 г. с. 448.
10
их огромную роль в геохимических и биологических процессах. Лзот
же, составляющий основу газовой смеси атмосферы — более 78 %,
остается всегда за пределами внимания. Тем не менее исследования
показывают, что азот далеко не нейтральный газ, как принято счи-
тать. Подобно кислороду и углекислому газу, он принимает весьма
активное участие в геологических процессах, прежде всего в хими-
ческом выветривании пород. Он ответствен за развитие биосферы не
в меньшей степени, чем кислород и углекислый газ. Азот н его со-
единения, возникающие в атмосфере в результате грозовых разря-
дов, ие только служат пищей растений для формирования белка и
нуклеиновых кислот, но и являются также природными, постоянно
действующими агентами, которые обеспечивают минеральное пита-
ние растений вообще.
МАГМА
РОЖДАЕТ,
ОКЕАН
ПРИНИМАЕТ
КИСЛОРОД
Истоки кислорода
Кислород является одним из основных- газов атмосферы. Приведем
его общую характеристику.
КИСЛОРОД — химический элемент VI группы периодической си-
стемы элементов Д. И. Менделеева. Порядковый иомер 8, атомная
масса 16,000, химический индекс О. В обычных условиях это газ без
цвета, запаха и вкуса. Критическая температура его около 154° абс.,
или —119 °C. Критическое давление около 50 Па. Химически акти-
вен, легко вступает в реакции с многими химическими элементами и
соединениями низших окислов. Известны три изотопа кислорода —
16О, 17О, 1вО. В обычных условиях их содержание в атмосфере со-
ставляет соответственно (%) 99,76, 0,04 и 0,20. При различного ро-
да расчетах учитывается кислород с атомной массой 16, редко 18.
Кислород же с атомной массой 17 ввиду его очень малых количеств
не учитывается.
Сильнейшим окислителем является трехатомиое соединение кис-
лорода— озон (О3). Он составляет в атмосфере незначительную
примесь. Образование озона связано с грозовыми разрядами, и по-
»тому-относительные повышения его содержания в воздухе наблю-
даются весной и в начале лета, минимальные количества—осенью
и зимой.
Кислород — самый распространенный элемент на Земле. Количе-
ство его в земной коре, включая атмосферу и гидросферу, достигает
49 % по массе. Литосфера (без океана и атмосферы) заключает
47,2 % кислорода, вода — 88,89 %. В океанической воде с учетом всех
растворенных в пей химических компонентов кислород составляет
85,82 %. В живом веществе кислорода заключено около 65 % по
массе.
Магматические горные породы по содержанию в них кремнезе-
ма (SiO2) принято подразделять иа четыре группы: 1) кислые, к ко-
торым относятся граниты и близкие к ним по составу породы с со-
12
держанием SiO2 65 % и более; средние (диориты, андезиты) с со-
держанием SiO2 около 60%; основные (базальты, габбро)
с содержанием SiO2 50—55 %; ультраосповные (перидотиты, дуни-
ты) с содержанием SiO2 35—45 %. Между этими группами пород,
естественно, имеются все переходные разности.
Наиболее широко на Земле распространены базальты. Они со-
ставляют основу земной коры и являются, по существу, родоначаль-
никами всех других известных типов пород. Последние представ-
ляют собой результат дифференциации (разделения) базальтовой
магмы. Осадочные же породы, являясь продуктом разрушения из-
верженных, в конечном итоге также находятся в родстве с базаль-
тами, хотя и отдаленном.
Первичная земная кора была исключительно базальтовой по со-
ставу. Но в процессе геологического развития она в значительной
мере дифференцировалась и стала довольно многообразной, что вы-
разилось в появлении всех ныне известных типов пород и минералов.
Однако и процесс пополнения коры базальтами никогда не прекра-
щался. Время от времени глубинные расплавленные массы Земли в
результате быстрого поднятия по трещинам — разломам выплески-
ваются и застывают на поверхности, образуя обширные базальтовые
поля. Их часто именуют базальтовыми плато, или платобазальтами.
Даже на современном уровне развития земной коры, т. е. па уровне
современного состояния дифференциации вещества, базальты по
массе резко преобладают в литосфере. Это значит, что за геологи-
ческий отрезок времени (около 5 млрд, лет) «приход был равен рас-
ходу», иначе говоря, разрушенное количество базальтов на Земле
компенсировалось поступлением их новых масс в литосферу.
На рис. 1 показана принципиальная схема строения земной ко-
ры. Из нее отчетливо видно, что в пределах континентальной части
Земли среди магматических пород базальты по массе в несколько раз
превосходят все остальные породы, вместе взятые, а в подводной
части океанических впадин породы небазальтового состава встреча-
ются эпизодически. Континентальная кора состоит из базальтового,
гранитного и осадочного слоев. Океаническая кора более проста: в
ней отсутствует гранитный слой, а тонкая пленка или маломощные
прерывистые линзы дойных осадков океана непосредственно подсти-
лаются базальтовым слоем.
Базальты, как уже отмечалось, образования эффузивные — из-
верженные на поверхности Земли. Однако в природе имеются и их
интрузивные аналоги, т. е. внедренные в земную кору и застывшие
в ией. Между габбро и базальтами известны все переходные разности.
Средний минеральный состав габбро и базальтов одинаков, но габбро
всегда слагается минералами по размеру более крупными. В любом
справочнике или учебнике можно найти сведения о том, что химн-
13
Рис. 1. Принципиальный профиль земной коры континент — океан:
I — рыхлые осадки: 2 — граниты; 3 — базальты; 4 — метаморфизованные ба-
зальты и серпентиниты; 5 — породы верхней мантии; 6 — разуплотненные по-
роды верхней мантии
ческий состав этих пород одинаков. Однако, строго говоря, такая
характеристика ие точна. За незначительным различием химического
состава габбро и базальтов скрывается природный феномен огром-
ной значимости.
В табл. 1 приведены средние составы габбро и базальтов. Обра-
тите внимание на существенное различие количества закисных и окис-
ных форм железа. Закисных форм железа в полтора раза больше в
платобазальтах по отношению к габбро. Марганец во всех случаях
иедоокислен. На этот факт в свое время обратил внимание извест-
ный геохимик Р. О. Дэли. При характеристике эффузивных и интру-
зивных пород он отмечал, что эффузивная магма обычно беднее окис-
лами железа. Уместно поставить вопрос: почему? Ведь магма для
эффузивных и интрузивных образований поставляется из единого ис-
точника. Попробуем ответить.
В нашем случае и габбро, и базальт несколько иедосыгцены
кислородом. Для полного окисления слагающих их минеральных ком-
понентов требуется некоторое дополнительное количество кислорода.
Это количество можно назвать кислородным запросом
минеральной системы (КЗС)*.
Итак, кислородный запрос габбро в среднем составляет 0,70 %,
* Кислородный запрос минеральной системы — необходимое количество кисло-
рода, с помощью Которого минеральная система могла бы быть полностью
окисленной. КЗС можно вычислить по формуле (MXK) + (MiXKi)... + (Afn X
ХКц)=КЗС. где М, Ml.._мп—весовые количества недоокисленных соединений
К. Ki...Kn—коэффициенты пересчета из закисей в окислы. Исходя из кон-
кретных данных, например по результатам первых двух анализов табл. 1,
находим следующие значения КЗС: (6,06Х0,111) + (0,13Х0,225)=0,70 и (9,94Х
Х0.11) + (0,17X0,225) = !, 14.
14
и Таблица 1
Средний химический состав габбро и базальтов (рассчитано на безводный остаток)
Компоненты. %
КЗС	0,70	fl ‘ I			0,85	ОС о	0,76	0,82				0,43— 0,46	0,45— 0,46
’O’d	0,28	0,33			О	0,15	60*0	0,13				1	1
(УМ	0,90	0,70			0,18	0,20	бГо	0,19				0,12— 0,14	1 ОС сч 5 °"
О’ЭД	2,59	S со			2,78	2,81	2,83	2,81				2,47— 2,50	2,50— 2,95
ОВЭ	SI II	9,55			ос со	18‘П	11,51	11,58				14,04— 14,12	12,51 — 13,78
o®w	7,62	СО ОС со			о ОС	СО о	7,75	7,59				9,74— 9,82	7,56— 7,72
OUW	0,13	0,17			0,16	61*0	0,16	О				1- о со -о о	0,10— 0,12
сад	90 9	9,94			7,28	7,20	6,51	о о				1 <О ОС г- <© - -со со	1 00 ОС ос * -сО со
	3,21	3,66			2,07	2,72	2,26	2,35				1 СО ю00	1,44— 1,46
'O'lV	1-0 ОС	14,24			ОС <£>	16,09	17,16	16,17				17,27— 17,37	16,61 — 19,07
’ОН	0,98	2,23			1,33	1,56	1,21	1,37				0,41 — 0,45	0,41 — 0,45
’O!S	48,95	49,70			49,80	50,25	50,29	50,11				50,09— 50,01	51,29— 51,88
Порода, адрес	<и а VC С с и с ю ю	Платобазальт во-	обще	Толеиты океанов	Атлантический	Тихий	Индийский	Среднее по толеи- там	о с о S' £ S о ч э D	поднятые драга-;	ми со дна океанов	Индийский	Атлантический
													15
базальта 1,14 %, следовательно, по отношению к габбро в базальте
кислорода на 0,44 % меньше.
Теперь в результате работ многочисленных океанологических экс-
педиций мы располагаем достаточно обширной информацией о строе-
нии п составе ложа океанических впадин. Дно этих впадин сложено
базальтами удивительно однообразного состава и структуры, неред-
ко называемых примитивными, или толеитовыми. Другие типы пород
и разновидности базальтов на дне океанов составляют ничтожно
малую величину.
Здесь резко преобладает количество закисных форм железа над
окисными. Кислородный запрос океанических базальтов в среднем
составляет 0,82 % с небольшими отклонениями -от этой величины в
различных океанах. На дне океанов встречены и габбро, обломки
которых подняты в рифтовых зонах драгами (табл. 1).
И снова обращает на себя внимание тот факт, что и океан и че-
ские габбро, подобно континентальным, более насыщены кислоро-
дом, чем их эффузивные аналоги. Кислородный запрос габбро нахо-
дится в пределах 0,43—0,46 %.
Таким образом, приведенные материалы по химическому со-
ставу габбро-базальтовой группы пород как континентов, так и океа-
нов отчетливо свидетельствуют о том, что в сопоставимых случаях
эффузивы относительно интрузивов всегда характеризуются боль-
шим кислородным запросом. Не значит ли это, что эффузивные из-
лияния магмы сопровождаются потерей заключенного в них кисло-
рода? Иначе нельзя объяснить, почему все другие химические
элементы магматического расплава и в габбро, и в базальте сохраня-
ются, а часть кислорода в базальте исчезает в «неизвестном направ-
лении». Но ничто ие может исчезнуть бесследно. Вспомните выска-
зывание М. В. Ломоносова: «...все перемены, в натуре встречаю-
щиеся, такого суть состояния, что сколько чего у одного тела
отнимается, столько присовокупится к другому, так, ежели где убу-
дет несколько материи, то умножится в другом месте...». Вот таким
«другим местом» могут быть в наших случаях только среды, в кото-
рых совершалась разгрузка эффузивных излияний базальтовой маг-
мы: при подводных извержениях — воды океана, при наземных —
атмосфера. Однако о них мы поговорим несколько позднее. Сейчас
мы только отметим факт: убывший из базальтовой магмы кислород
накапливается, вернее, в принципе может накапливаться в океани-
ческих водах и непосредственно в атмосфере.
Итак, активнейший в химических реакциях кислород тем не ме-
нее при быстротечных эффузивных процессах ие всегда успевает
полно среагировать с химическими элементами, составлявшими маг-
му при остывании ее и переходе в твердую массу. Из повседневной
жизни известно, что для совершения и завершения любой работы
16
нужно время. Если времени не хватает, что работа остается «на
полпути». Процесс химических реакций — тоже работа, и, очевидно,
чем быстрее идет извержение магмы, тем меньше времени отводится
природой иа взаимодействие и контакт химических элементов внутри-
движущегося магматического расплава. Как уже подчеркивалось,
эффузивный базальтоидный процесс быстротечный, взрывной.
Совершенно другая обстановка создается при формировании ин-
трузивных тел. Базальтовая лава в таких случаях не выходит за
пределы земной коры, а остывает и затвердевает внутри ее. Созда-
ются условия для длительного камерного контакта всех фаз рас-
плава и, таким образом, обеспечиваются длительные обменные и
окислительные реакции. Кислород в магме полностью расходуется на
окислительные процессы. По-видимому, при очень быстрых извер-
жениях базальтовых магм создаются условия не только для образо-
вания закисных,-но и самородных форм элементов, не встречающих-
ся в природе в обычных условиях. Помимо железа и благородных
металлов в базальтовых эффузиях сейчас установлены самородные
цинк, олово, свинец, медь, кадмий, сурьма, алюминий, кремний,
висмут.
Большое познавательное значение имеют опыты акад. А. П. Ви-
ноградова с расплавлением базальта, показавшего, что закись желе-
за в расплавленном базальте, быстро помещенном в условия глубо-
кого вакуума, восстанавливается до металла. Этим эффектом можно
объяснить полное отсутствие в поверхностных базальтах Луны окис-
лов железа и наличие в них тонко распыленного металлического же-
леза, что подтверждено непосредственным изучением лунных об-
разцов.
Как известно, околоповерхиостное пространство Луны представ-
ляет собой высокий вакуум, поэтому излияния базальтовых магм
здесь сопровождаются кипением и дроблением ее на мелкие части-
цы и относительно полной отдачей в окружающую среду газовой
фазы. Надо полагать, что окисные формы железа в лунных базаль-
тах будут встречены при глубоком бурении. Сейчас важно подчерк-
нуть, что при остывании магматического расплава в условиях высо-
кого перепада давлений идет восстановление кислородсодержащих
элементов, в частности железа, до металла, следовательно, идет вы-
свобождение кислорода. В поверхностных условиях Луны, где силы
притяжения не велики, он, как и другие газы, немедленно диссипи-
рует, т. е. рассеивается и улетучивается в космическое пространство.
В связи с этим не кажется фантастичным и сообщение американских
исследователей о выделении свободного кислорода марсианскими по-
родами .
На поверхности Земли, как известно, в настоящее время давле-
ние составляет около 0,1 МПа. Но это ничтожно малая величина по
отношению к давлению в местах зарождения магматических оча-
гов — 1600—2000 МПа на глубине 60 км. Поэтому изливающаяся на
поверхность Земли магма испытывает громадный перепад давления,
а следовательно, и ту же, что и иа Луие, направленность физико-
химических изменений извергающегося вещества. В этих условиях
также возможно, вернее, обязательно будет происходить восстанов-
ление окисного железа до закисного, что мы и наблюдаем в виде по-
вышенного содержания закиси железа в базальтах по отношению к
габбро. Более того, рассеянное металлическое железо в земных ба-
зальтах— явление достаточно обычное. Выделяющийся таким обра-
зом при базальтовых извержениях кислород должен обогащать атмо-
сферу и гидросферу в зависимости от того, где происходит изверже-
ние магмы. В габбро самородное железо неизвестно. В то же время
с ними обычно связаны титано-магнетитовые и магнетитовые (мине-
ралы железа высокой степени окисленности) рудопроявлепия, а не-
редко и крупные месторождения, являющиеся, по существу, дерива-
тами (продуктом дифференциации, разделения) базальтовой магмы,
кристаллизующейся в недрах литосферы. Этим только и можно объ-
яснить тот факт, что собственно габбровые интрузии обычно не-
сколько обеднены железом и титаном по сравнению с базальтами
(см. табл. 1). Как ни странно, но можно сделать попутный вывод:
чем меньше железа в какой-либо интрузии габбро, тем больше ве-
роятности ожидать связанные с ней месторождения железных руд.
Нб вернемся к нашему основному вопросу.
Итак, в зависимости от условий перехода базальтовой магмы в
породу — в базальт или габбро — она в различной мере теряет один
из своих компонентов — кислород. Это вытекает из элементарно
простых наблюдений: по отношению к габбро базальты беднее кис-
лородом, соответственно они богаче закисными (недоокисленными)
формами железа. Габбро же по отношению к базальтам богаче кис-
лородом, соответственно богаче окисленными формами железа, в част-
ности магнетитом.
Специального изучения требует и вопрос об источнике кислорода
в приконтактовых зонах интрузий и вмещающих их пород. Имеется
достаточно много оснований полагать, что и здесь мы сталкиваемся
со следами выделения кислорода базальтоидами. Известно, напри-
мер, что сидеритовые образования, или сульфиды железа (т. е. ми-
нералы железа закисной формы), нередко под воздействием силлов
или даек базальтового состава (силлы и дайки — это маломощные,
а следовательно, быстро остывавшие магматические тела, внедрив-
шиеся в земную кору) замещаются окисными минералами железа.
Такие явления можно объяснить только тем, что при быстром осты-
вании, особенно краевых частей, внедряющихся магматических тел
(а это обычно базальты) выделяется кислород, который тут же и
18
вступает в окислительные реакции с окружающими породами. Если
эти породы содержат закисные формы железа, то они под воздей-
ствием выделяющегося из базальтов кислорода должны перейти в
формы окисные. И пирит, и сидерит должны перейти в магиетит или
даже гематит. Явления такого замещения пирита и сидерита в маг-
нетит и гематит отмечены, например, в районе забайкальского
колчеданно-полиметаллического месторождения. Здесь в результате
контактового воздействия силлов и даек диабазовых (базальтовых)
порфиритов на слоистые породы с пирит-сидеритовой минерализаци-
ей происходит окисление последних до магнетита и гематита (гема-
тит— продукт высшего окисления железа). Аналогичные явления
широко известны и на уральских колчеданных (пиритовых) место-
рождениях.
Последние примеры особо подчеркивают то обстоятельство, что
процессы окисления происходили на глубине, внутри литосферы, где
отсутствует атмосферный кислород, поэтому атмосферное окисление
исключается, тем более столь селективное (выборочное). Здесь име-
ло место окисление внеатмосферное за счет кислорода нз базальтовой
магмы.
Примеры с базальтами древнего извержения и внедрения дали
иам возможность, правда, по косвенным признакам судить о том,
что базальтовая магма выделяла кислород в процессе своего осты-
вания в земных поверхностных условиях и на глубине.
А где и как накапливался кислород и мог ли он накапливаться в
свободном виде? Что мешало ему, сильнейшему окислителю, всту-
пать немедленно после своего высвобождения из магмы в реакции с
веществом окружающей среды? Наконец, где и как зарождались
или могли зарождаться зачатки кислородной атмосферы? На все эти
и другие вопросы можно ответить, лишь доказав, что кислород и
иыне высвобождается из базальтовой магмы, накапливаясь в про-
межуточном коллекторе — океанических водах.
Ведь геологическая эпоха, в которой мы живем, весьма активна
в различных своих формах эволюционного и революционного пре-
образования планеты. И уж, во всяком случае, в количестве и час-
тоте проявлений наземных вулканов и подводных (на дне морей
и океанов) извержений базальтовой магмы недостатка не наблюдт-
етси. Поэтому целесообразно среди современных геологических про-
цессов обратить внимание на возможные эквиваленты древнего меха-
низма образования свободного кислорода (помните, вначале говори- »
лось о принципе актуализма в геологии, как об одном из методов
познания). Речь сейчас идет, разумеется, только о кислороде эндо-
генном, т. е. глубинном — из земных недр, конкретно — за счет дега-
зации базальтовой магмы.
Главные очаги излияния базальтовой магмы в настоящее время
2*
19
расположены на дне океанических впадин, особенно в их рифтовых
зонах. Рифтовые зоны (см. рис. 1)—полосовидные планетарного
масштаба разломы, возникшие в результате действия сил растяжения
Земли. Этим геологическим феноменам, открытым сравнительно не-
давно, сейчас посвящена огромная, в том числе и иаучно-популяр-
ная, литература. Их природа и влияние на жизнь Земли во многом
еще неясны. Однако нам важно подчеркнуть твердо установленное
обстоятельство, что в рифтовых зонах сейчас и в любом геологиче-
ском прошлом соответственно происходит и происходила основная
разгрузка базальтовых магм. Следы существования рифтовых зон и
близких к ним структур с мощным базальтоидным вулканизмом те-
перь обнаружены практически на всех этапах геологической истории
Земли. Следовательно, они являются непременной структурной фор-
мой земной коры, историей ее развития.’
Исходя из развиваемой гипотезы происхождения кислорода глу-
бинные воды современных, а следовательно, и древних океанов долж-
ны быть насыщены растворенным в них кислородом абиогенного
происхождения.
Обратимся к фактическому материалу.
Поверхностные воды Мирового океана, объединяющего Атлан-
тический, Тихий, Индийский и Северный Ледовитый океаны, прак-
тически насыщены, а иногда и пересыщены растворенным в них кис-
лородом благодаря фотосинтетической деятельности фитопланкто-
на — мелких и микроскопических морских организмов. Процесс
фотосинтеза совершается, как известно, в слое воды мощностью
150—200 м, но наиболее активен он в пределах верхних 50 м. Ниже
этого активного слоя, на глубинах до 700—800 м, отмечается резкое
уменьшение количества кислорода, ио в более глубоких горизонтах
вод содержание его вновь возрастает. Такой характер распределе-
ния кислорода отмечается в любой части разреза океанических вод.
Подсчитано, что в активном (фотосинтезирующем) слое океана еже-
годно образуется около 5-10*° т свободного кислорода, в остальной
же части его вод (промежуточные и глубинные слои) растворено
кислорода примерно 1,4-10'3 т. На происхождении кислорода, рас-
творенного в глубинных водах, мы и сосредоточим наше внимание.
На рис. 2 показаны вертикальные профили (разрезы по глуби-
не) содержания кислорода в абсолютных значениях и процентах на-
сыщения его вод Атлантического, Индийского и Тихого океанов в пре-
делах 0—10° с. ш. Хорошо видно, что принципиальная направленность
изменения соответствующих кривых одна и та же для всех океанов.
Соответствующие кривые эквидистантны (повторяют друг друга с
соблюдением примерно одинакового расстояния) как по абсолютным
(мл/л), так и по относительным (процент насыщения) содержания
кцслорода. Различие заключается в том, что сравнительно больше
20
Рис, 2. Содержание растворенного кислорода в океанических водах
по разрезам в пределах 0—10э с. ш.
кислорода растворено в глубинных водах Атлантического океана,
меньше в Индийском и еще меньше в Тихом. Резко выделяется об-
ласть кислородного минимума. Такие закономерности сохраняются
повсеместно с теми или иными вариациями в любой точке разреза
любого из океанов (рис. 3—8) *.
Обратите внимание: на любой географической широте поверх-
ностные воды любого из океанов практически насыщены, а иногда и
пересыщены кислородом, что, как уже говорилось, обеспечивается
фотосинтезирующей деятельностью растительности морского мира.
В то же время при относительном понижении абсолютных значений
растворенного кислорода в приэкваториальных широтах повсеместно
сохраняется высокий относительный процент насыщенности им вод,
что объясняется простой причиной: холодные арктические и антарк-
тические воды способны удерживать большие количества раствореи-
* Данные о содержании растворенного кислорода по различным глубинам
Мирового океана заимствованы на работы: Степанов В. Н., Мировой океан.
М., Знание, 1974.
21
Рис. 3. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в поверхност-
ных водах Мирового океана
Рис. 4. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в водах Миро-
вого океана на глубине 100 м
22
Рис. 5. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в водах Ми-
рового океана на глубине 500 м
Рис. 6. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в водах Миро-
вого океана на глубине 1000 м
23
ББК 26.23
Б 34
УДК 546.21.06:462
Бгатов В. И.
Б 34 История кислорода земной атмосферы. — М.:
Недра, 1985. — 87 с., ил.
Популярно излагается оригинальная точка зрения о происхождении
и развитии кислорода атмосферы планеты Земля. Доказывается, что
первый кислород появился в результате дегазации базальтовой магмы
и продолжает поступать из земных недр до настоящего времени. Про-
межуточным коллектором этого кислорода являются воды океанов.
Время накопления свободного кислорода в количестве, необходимом
для обеспечения жизни организмов, относится уже к начальным эта-
пам геологического развития планеты. Кислород биогенный, или фото-
синтетический, появился несколько позднее. Эти два постоянно дейст-
вующих источника кислорода имеют между собой глубочайшие виут*
ренние связи.
Для широкого круга читателей.
„ 1904010000—060
043(01)—85	33—85
ББК 26.23
551.5
Рецензент-. И. А. Ясаманов д-р геол.-минер. наук (Московский
государственный университет)
© Издательство «Недра», 1985
ФАКТЫ,
МНЕНИЯ
И ТОЧКИ
ЗРЕНИЯ
Кислород в атмосфере — наше неоценимое богатство, потому, что
мы им дышим и им будут дышать наши потомки. Но как небрежно
мы стали обращаться с атмосферой, сплошь и рядом бездумно рас-
ходуя заключенный в ней кислород. Только одни автомобили вза-
мен потребленного кислорода в год выкидывают в атмосферу более
200 млн. т окиси углерода, более 20 млн. т азотных соединений,
несколько миллионов тонн органических кислот — смертельных ядов
для живых организмов. Ежегодный прирост углекислоты за счет
деятельности человека составляет 14 млрд, т, а кислорода расходу-
ется такое количество, которого хватило бы па дыхание 50 млрд,
человек. Уже сейчас ' промышленность ряда развитых стран, таких,
как США, Япония, ФРГ и других в долгу перед природой. Эти
страны потребляют кислорода гораздо больше, чем его имеется на
их собственных территориях. И если до середины XIX в. содержание
кислорода в атмосфере оставалось постоянным — приход его рав-
нялся расходу, поскольку поглощение кислорода в окислительных
процессах компенсировалось природными реакциями восстановле-
ния, — то теперь настала иная эпоха и надо еще установить, проис-
ходит ли такая компенсация. Ныне существует необозримое мно-
жество потребителей кислорода в виде объектов металлургической,
химической и многих других видов промышленности, и нет ни од-
ного его производителя, созданного человеком. Теперь уже часто
начинают задумываться: достаточны ли резервы природы для ком-
пенсации потребляемого кислорода? Чтобы знать эти резервы, нуж-
но их изучать. Нужно знать, где они находятся, какова их мощность
и восполнимость. И восполнимы ли они, эти резервы?
Воздух современной атмосферы Земли, как известно, представ-
ляет собой смесь многочисленных газов. Если исключить водяные
пары и техногенные выбросы в атмосферу, то состав его следую-
щий (%): азот — 78,08; кислород — 20,95; аргон — 0,93; углекислый
газ — 0,03; остальная часть (0,01) приходится на водород, неон, ге-
1*	.	0
Рис. 7. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в водах Миро-
вого океана на глубине 2000 м. Участки дна океана глубиной менее
2000 м заштрихованы
Рис. 8. Содержание кислорода (мл/л), растворенного в водах Ми-
рового океана на глубине 4000 м. Участки дна океана глубиной ме-
иее 4000 м заштрихованы
24
ных в них газов, чем подогретые ннзкошнротные. Поэтому не сле-
дует удивляться, к примеру, что при содержании 7,9 мл/л кислорода
в поверхностных водах антарктического сектора Тихого океана в
районе 70—80° ю. ш. (см. табл. 4) насыщенность их этим газом со-
ставляет 95 %, а на широте 0—10°, т. е. в приэкваториальных водах,
где содержание кислорода составляет всего лишь 4,6 мл/л, насыщен-
ность вод им характеризуется величиной в 95 и даже в 97 %.
Но вот над чем следует подумать. Почему при одинаковой на-
сыщенности кислородом поверхностных вод всех оксанов (в сред-
нем 95—96 %) глубинные воды нх различаются существенно по за-
пасам растворенного в них кислорода в свободном виде. Так, на
глубинах от 2000 до 5000 м в водах Атлантики по усредненным
данным растворено кислорода от 5,15 до 5,39 мл/л, а насыщенность
их составляет 67—71 %, в водах Индийского океана растворено
3,34—4,53 мл/л, насыщенность — 44—56 %, в тихоокеанских же во-
дах растворено 2,8—4,3 мл/л, а насыщенность составляет 37—52 %.
В общем виде отмечается н такая тенденция: количество растворен-
ного кислорода в каждой единице объема поверхностных и глубин-
ных вод Атлантики примерно одинаковое, но в промежуточных во-
дах кислорода заключено несколько меньше. В то же время глубин-
ные воды Индийского н особенно Тихого океанов менее «газированы»
кислородом, а их промежуточные воды просто бедны им (насы-
щенность составляет около 40 %).
В чем же причина таких различий?
В соответствии с утвердившейся в науке точкой зрения глубин-
ные воды Мирового океана обогащаются кислородом в результате
перемешивания нх с поверхностными водами. Предполагается, что
холодные, богатые кислородом арктические и антарктические воды,
медленно погружаясь, перемещаются в низкие (приэкваториальные)
широты н таким образом кислород доставляется в глубокие слон
океанов. Полярные области, следовательно, играют роль своего рода
гигантских вентиляционных шахт, через которые происходит «кис-
лородная продувка» вод Мирового океана. Неодинаковое содержание
кислорода в глубинных водах океанов определяется разной степенью
обмена нх с полирнымн водами. Конечно нельзя отрицать определен-
ной роли водообмена в формировании кислородного поля посредст-
вом вертикальных и горизонтальных течений в толще вод Мирового
океана. Но они не могут быть определяющими, н вот почему.
Мы уже знаем, что в любом разрезе океанических вод после
активного (кнслородпродуцнрующего) слоя на глубинах от 200 до
1000 м фиксируются воды, резко обедненные кислородом. Следова-
тельно, медленно погружающиеся из высоких «холодных» широт
водные массы вскоре, уже на небольших глубинах, теряют свой кис-
лород. Причина заключается в том, что в верхних водных горн-
25
зонтах сосредоточена главная масса океанического животного мира.
А животный мир в отличие от растительного только потребляет кис-
лород в результате дыхания. И надо полагать, что богатые кис-
лородом воды при движении вниз, на глубинах 200—1000 м могут
только утрачивать его благодаря дыхательным реакциям животных
организмов. Следовательно, поверхностные воды не могут быть «до-
норами» кислорода глубинных горизонтов океана.
Есть и еще серьезное обстоятельство, противоречащее офици-
альной точке зрения на происхождение глубинного кислорода за
счет поверхностного, фотосинтетического. Кислород, растворенный в
глубинных водах, характеризуется иным изотопным составом по
сравнению с кислородом атмосферы и фотосинтезирующего слоя
океанов. Он «тяжелее» за счет значительной примеси тяжелого изо-
топа 18О. Все это дает основание полагать, что источник кислорода,
растворенного в глубинных водах океанов, иной или, во всяком слу-
чае, не только атмосферный и синтезированный в верхнем слое океа-
нических вод. Остается предположить: кислород поступает в придон-
ные воды океанов н составе газовой фазы подводных базальтовых
излияний. Неодинаковая насыщенность нм глу-бннных вод Атланти-
ческого, Индийского и Тихого океанов определяется главным образом
различной интенсивностью излияния базальтовых магм.
Мы уже говорили о том, что основной объем изливающихся в
настоящее время базальтов связан с гигантскими рифтовыми зона-
ми, которые в рельефе дна океанов морфологически выражены в
виде подводных хребтов и поднятий. Протяженность нх составляет
не менее 60 000 км при средней ширине 300 км.
Сравнивая карты распределения кислорода в океанических во-
дах (см. рис. 3—8) с картой распространения ныне хорошо изучен-
ных систем океанических рифтов (рис. 9), можно видеть, что глубин-
ные воды океанов более насыщены кислородом в* областях развития
рифтовых систем. Более того, на океаническом срезе в 4000 м
(см. рис. 8J, где глубоководные рифтовые сооружения возвышаются
(заштриховано), примыкающие к ним воды богаты кислородом.
Кстати, этот горизонт глубоких вод вообще выделяется высокой кнс-
лородонасыщенностыо.
Глубинные воды Атлантики, контактирующие со Срединным Ат-
лантическим глубоководным рифтом, равно как -и антарктические
воды, контактирующие с Тихоокеанско-Антарктическим хребтом, так-
же являются высоконасыщенными свободным кислородом. Это объ-
ясняется тем, что указанные сооружения ныне -исключительно ак-
тивны — происходят излияния толентовых (базальтовых) лав. На-
сыщение кислородом глубинных вод Индийского океана связано с
деятельностью активных рифтовых зон — Средннно-Индоокеанского
и Атлантическо-Индоокеанского хребтов.
26
Рис. 9. Осевые линии океанических хребтов и крупнейших зон раз-
ломов на дне океанов
Чилийское, Восточно-Тихоокеанское, Меланезийское и другие
более мелкие поднятия, представляющие собой также зоны крупных
разломов земной коры, по которым тоже активно происходят извер-
жения базальтовых магм, не могут существенно влиять на формиро-
вание кислородного поля в глубинных водах, так как они приуро-
чены к периферии океанов, т. е. к относительно мелководным облас-
тям. Одиако работа их по производству свободного кислорода не
остается бесследной. На океанических срезах в 2000 н 1000 м
(см. рис. 6' 7) отчетливо наблюдаются поля распространения вод
соответствующих глубин с кислородными максимумами. Эти отно-
сительные кислородные максимумы географически совпадают в общих
чертах с указанными поднятиями.
Изложенный материал дает нам основание считать, что кисло-
род в глубинные океанические воды поступает в результате дегаза-
ции толентовых базальтов.
Поскольку глубинные воды океанов обычно идеют температуру
1—3 °C, насыщенные кислородом, они при выходе на поверхность,
где температура более высокая, естественно, образуют его избыток,
который становится достоянием атмосферы. Подтоки глубинных
27
вод к берегам континентов н выход нх на поверхность известны.
Так, на континентальных склонах Калифорнийского побережья Се-
верной Америки н Перуанского побережья Южной Америки (Тнхнй
океан), на западном побережье Африки (Атлантический океан), Ара-
вийско-Сомалийском побережье (Индийский океан) в настоящее
время происходит подток холодных водных масс нз глубин океанов.
Такие воды наряду с изотопом О16 несут значительные количества и
изотопа 1вО, который также поступает в конечном счете в атмо-
сферу.
В этой связи большой интерес представляют наблюдения укра-
инских исследователей В. Н. Еремеева и В. Н. Романова. На осно-
вании замеров изотопного состава кислорода в водах различных
участков Атлантического океана они отметили наибольшую концен-
трацию изотопа О18 у западных берегов Африки, т. е. в той части
акватории, где на поверхность выходят глубинные атлантические
воды.
Итак, Плутон и Нептун — магма и вода — два извечных анти-
пода, враждуя, рождают свободный кислород.
Но естественно задать вопрос, а нельзя ли ощутить, найти этот
самый кислород в условиях более «земных», скажем, в образованиях,
которые тоже возникли нз расплавов, но изучить нх легче, чем на
дне океанов, а• еще лучше определить кислород непосредственно в
лаве. Ведь на земной поверхности или на сравнительно доступных
для изучения глубинах могли возникнуть условия, при которых
кислород высвобождался нз расплава. А если кислород высвобож-
дался, то он мог и оставить «следы», и где-то сохраниться. В конце
концов можно определить и элементарный состав лавы. Есть же
мужественные люди, которые изучают «живые» вулканы и благода-
ря деятельности этих людей мы располагаем по .меньшей мере сот-
нями различных анализов твердых, жидких и газообразных продук-
тов извержения. А есть ли в этих продуктах свободный кислород?
Сразу ответим: есть.
Следы на Земле
Любопытно, что исследователи, затрачивающие неимоверное количе-
ство сил и энергии, нередко подвергая свою жизнь опасности, что-
бы добыть для изучения пробу нз огнедышащих вулканов обычно
теряются перед результатами анализов, если средн компонентов, со-
ставляющих эту пробу, обнаруживается свободный кислород. В та-
ких случаях ставится «диагноз»: этого не должно'’быть, потому что
так не бывает. А все потому, что нас окружает кислородная атмо-
сфера, мы живем в ней и первое, что приходит в голову — вездесу-
щий кислород проник в анализируемый материал и, таким образом,
28
«подпортил» его. Ставятся под сомнения и герметичность пробоот-
борников, и корректность анализов, и даже вся системы работы.
Прямые определения наземных вулканических и поствулканиче-
скнх высокотемпературных источников показывают, что в составе их
газовых смесей преобладают перегретые пары. По подсчетам вулка-
нолога Е. К. Мархиннна, вода составляет всегда 3/4 газовых смесей,
выделяющихся из извергающейся магмы. После исключения паров
воды в остаточном продукте газовых смесей обнаруживаются СОг,
СО, Н2, НС1, HF, SO2, H2S, NH3, COS, CH4, HCNS, SiF4, B(OH)3 н
благородные газы. В горячих фумаролах отмечаются также пары
хлоридов. Однако состав и соотношение газов в различных вулка-
нах неодинаковы. Установлено лишь, что наиболее часто в преобла-
дающем количестве встречаются СО2, СО, Н2, НС1.
Почти все исследователи отмечают наличие в газовых смесях
свободного кислорода, но рассматривают его как случайную атмо-
сферную примесь, обусловленную либо несовершенством отбора проб,
либо поступлением его нз окружающей среды благодаря пористости
пород, прорванных магмой или фумаролами. Обнаруженный кисло-
род вместе с пропорциональным количеством азота в современной
атмосфере исследователи, как правило, исключают нз суммы газовых
смесей, принимая остаток за 100 %. То, что кислород может быть
только атмосферным, принимается за аксиому независимо от чис-
тоты н корректности анализов. Вот яркий пример.
Сотрудники Института физики Земли АН СССР Б. Г. Лутц,
И. А. Петерснлье, В. К. Каржавнн в 1976 г. опубликовали очень ин-
тересную работу о составе газообразных веществ, заключенных в
ультраосновных породах — перидотитах, эклогитах и кимберлитах.
Как они сами пишут, цель работы — анализ газа, находящегося в
закрытых порах пород и во включениях минералов. Были приняты все
меры, чтобы при анализе вещества исключить сорбированный на
частицах пород и минералов газ. Наряду с другими газами в при-
родных газовых смесях определялся и кислород. В результате было
установлено, что совместно с Не, Н2, N2, СН4, СО2 во всех образцах
присутствует кислород в следующих количествах (см3/кг). в перидо-
титах (5 анализов) —от 0,004 до 0,019, в среднем 0,014; в эклогитах
(5 анализов) — от 0,009 до 0,013, в среднем 0,011; в кимберлитах
(3 анализа) —от 0,0077 до 0,016, в среднем 0,011. По этим данным
наличие кислорода в образцах объясняется присутствием прнмеси
сорбированного кислорода. Таких примеров можно привести немало.
Предполагая заранее, что кислород может быть только атмо-
сферным, исследователи до настоящего времени даже не ставили
цели определить изотопный состав кислорода в пробах, отобранных
в жерлах вулканов, в расплавленной магме н горячих фумаролах.
А глубинный и атмосферный кислород должны различаться по нзо-
№
топному составу. Логично полагать, что свободный кислород в вул-
канических и связанных с ними газовых струях будет отличаться от
атмосферного более тяжелым изотопным составом, близким к со-
ставу кислорода, растворенного в глубинных океанических водах.
Предположение это вытекает из того факта, что фракционирование
изотопов кислорода является функцией температуры, при которой
оно происходит. Низкотемпературные минералы всегда богаче О18
по сравнению с высокотемпературными. Из этого можно полагать,
что остаточный кислород (не прореагировавший в кристаллизую- ’
щейся магме) будет утяжеленным.
Чтобы представить себе масштабы выноса кислорода в составе
вулканических газов, можно привести следующие примеры.
По исследованиям Л. В. Сурниной, вулкан Эбеко на Куриль-
ской гряде (по 10 пробам разных фумарол с температурой около
100°С) выносит (обьемн. %): Н2О—79,67; СО2—19,60; N2 — 0,38;
SO2 —0,20; НС1 —0,09; О2 —0,007; СО —0,006; СН4 —0,005; H2S —
0,0003. Полагая, что кислород имеет только воздушное происхождение
Л. В. Сурнина по одному анализу, где отношение кислорода к азоту
во много раз больше, чем в воздухе, сделала заключение: ошибка
анализа.
По расчетам камчатских исследователей, сольфатары (сернистые
фумаролы) Эбеко за год выносит в атмосферу следующее количе-
ство основных газовых компонентов (в т): Н2О — 4 381 832; СО2 —
1 078 792,1; SO2 — 11 531,52; НС1 — 5154,24; H2S —2882,88; N2 —
1834,5; О2 — 440,4; СН4-—330,7; Н2—10,92. «Примесь воздуха» об-
наруживается и в составе газовых смесей вулканов Шевелуч, Клю-
чевской, Безымянный. В газах вулкана Шевелуч А. А. Башариной
определено наличие кислорода в количестве до 20,3 %, но весь он
рассматривается ею как воздушный.
В группе проб, отобранных японскими исследователями И. Ива-
саки, Т. Озава и др. нз лавового озера вулкана Михара, после ис-
ключения паров воды н кислых газов содержание кислорода соста-
вило 12—15 %, а в других пробах еще выше. Газы фумарол и
термальных источников Новой Зеландии, по исследованиям
Дж. Хелстона и В. Мак Кэба, после исключения воды помимо угле-
кислоты, водорода, метана, азота содержат свободного кислорода в
количестве 0,04 %- Вулкан Амбрим архипелага Новые Гебриды изу-
чали французские вулканологи Г. Тазнев, Р. Фабр, М. Шеньо. Ими
отбирались пробы у основания одного нз активных конусов кратера,
в центре другого н со стороны внутренней стенкн третьего. Все про-
бы показали значительную примесь «воздуха». То же относится к про-
бам нз вулкана Ннрагонго (Центральная Африка).
В составе газов, отобранных М. Шеньо нз расплавленной лавы
вулкана Этна, определено (среднее из двух анализов, %): SO2 —
80
21,7; С02—18,2; СО —0,3; Н2—10,3; СН4—0,65; N2 (н благород.
ные газы) — 47,55; О2 — 1,25.
В. И. Вернадский в принципе допускал возможность возгонки
кислорода в свободном виде во время подводных извержений вулка-
нов, полагая, что изливающаяся лава может разлагать воду на ее
составные части. Основанием для такого заключения ему послужили
следующие материалы. Газ, собранный в застывшей лаве санторин-
ского (Греция) подводного извержения 1867 г., состоит из (%):
углекислоты — 0,22, кислорода — 21,11, азота — 21,90, водорода —
56,70, метана — 0,07. Газ пещеры Руайа (Франция), отобранный в
пуццоланах под базальтом (пуцполаны — слегка сцементированные
отложения вулканического материала), содержит (%): углекислоты
25,38—25,69, кислорода 18,46—20,13, азота 54,18—56,16.
Эти анализы показывают, что об атмосферном происхождении
кислорода говорить вообще не приходится, поскольку его содержа-
ния относительно азота значительно больше, чем в современной ат-
мосфере. Хорошо понимая это, В. И. Вернадский и сделал предпо-
ложение о возможности возгонки кислорода нз воды при изверже-
нии в нее базальтовой лавы. Автор же настоящей работы уверен,
что, как н во всех предыдущих случаях, кислород здесь имеет глу-
бинное происхождение н является результатом дегазации базаль-
товой магмы.
Итак, базальтовая магма, очевидно, н другие магмы наряду с
другими газами выделяют при остывании свободный кисло-
род. Это относится н к наземным, и к подводным извержениям.
Рождение атмосферы
К настоящему времени имеется достаточно много предположений о
том, что жизнь на Земле возникла на очень ранних этапах ее раз-
вития. Известны сообщения об ископаемых водорослях в Южной Аф-
рике, возраст которых определен в 2,7 млрд. лет. Органические остат-
ки обнаружены в южноафриканской формации Фиг-Три, возраст ко-
торой 3,5 млрд. лет. Более того, американский исследователь П. Э.
Клауд указывает на водорослевые строматолиты (породы, образо-
вавшиеся в результате деятельности водорослей), которые имеют воз-
раст 2,7 млрд, лет, а слагающие нх водоросли осуществляли фото-
синтез.
На основании анализа развития органического мира академик
Б. С. Соколов пришел к выводу, что биогенные накопления кисло-
рода в гидросфере совершились в 3,7—3,5 млрд, лет назад, а сво-
бодный кислород в земной атмосфере появился около 2 млрд, лет
назад.
31
Ныне уже многие лнтологн и геохимики пришли к выводу: кис-
лород в ощутимых количествах в атмосфере был уже в глубоком
докембрии, иначе нельзя объяснить происхождение гематитов, т. р.
продуктов высшего окислении железа, известных в виде полосчатых
гематнт-кремннстых сланцев с возрастом около 3 млрд, лет (напри-
мер, формация Свазиленд в Южной Африке). Высокоглнноземнс-
тые сланцы (андалузитовые, кианитовые, кианнт-диаспоровые, сил-
лиманитовые), диаспорнты, корундиты и другие метаморфизованные
продукты высшего окисления коры выветривания в настоящее время
хорошо известны в древннх докембрийских толщах на всех континен-
тах мира.
Группа сибирских лнтологов во главе с Ю. П. Казанским после
изучения газовых включений в древннх кремнистых породах пришла
к выводу о существовании свободного кислорода в земной атмосфере
(совместно с другими газами, в том числе азотом, углекислым газом
и др.) начиная с архея. С середины же протерозоя, по нх данным,
количественный состав атмосферы по основным газам был близок
к современному.
Профессор В. И. Виноградов, изучив изотопный состав серы в
осадочных породах Восточной Сибири, констатировал, что концен-
трация кислорода в земной атмосфере в течение 3 млрд, лет была
близка к современной.
Академик А. В. Сидоренко на основании анализа древнейших
формаций мира, главным образом Кольского полуострова, пришел к
выводу, что геологические процессы, включая процессы выветрива-
ния пород, в докембрии не имели принципиальных отлнчнй от более
поздних эпох, включая фанерозойскне. Следы живого вещества в до-
кембрийских формациях отчетливо проявляются в виде различной
степени метаморфизованных органогенных образований. А. В. Си-
доренко подчеркивал ту особенность докембрия, что органический
углерод в составе первично осадочных образований древнее 3 млрд,
’лет фиксируются не только в виде отдельных проявлений мощных
углисто-графитнстых сланцев, шунгитов (углистых образований)
и т. д. Среднее содержание углерода органической природы в раз-
личных типах пород докембрия сопоставимо со средним содержанием
его в литологических аналогах фанерозоя, н это очень важно.
В этой связи нельзя пройти мимо работ В. И. Вернадского, ко-
торый писал о количестве живого вещества на Земле как о конс-
танте времени появления его в архее, ибо живые организмы —
носители мощной энергии, интенсивность которой обусловлена прак-
тически неограниченным потенциалом их размножения. Скорость
размножения живого вещества в целом, особенно его некоторых
представителей, потрясающе велика, поэтому В. И. Вернадский в
своих работах характеризовал это явление как передача, напор или
33
давление жизни. И в самом деле, скорость возможного заселения
нашей планеты различными видами организмов фантастична — от
суток до нескольких десятков лет. Это значит, что. появившись,
жизнь немедленно завоевала планету. По массе она — константа
всех геологических времен, поскольку ее распространение всегда сдер-
живалось только жизненными ресурсами.
Таким образом, точки зрения лнтологов, геохимиков и палеон-
тологов в настоящее время сфокусировались на том, что органиче-
ская жизнь на Земле и кислород появились в глубоком докембрии.
Поскольку возраст наиболее древних пород земной коры оцени-
вается в 4,5 млрд, лет, с этого времени можно начать отсчет геоло-
гического развития нашей планеты. Понятно, что появление свобод-
ного кислорода в атмосфере совершалось позднее 4,5 млрд, лет, но
раньше 3 млрд, лет-—в промежутке от начала геологического раз-
вития планеты до появления фотосинтезирующих организмов. Уже
говорилось о том, что и фотосинтезирующие растения являются по-
требителями кислорода. Следовательно, они могли появиться на Зем-
ле только после появления кислорода в свободном виде -в атмосфере
(вспомните, потребление составляет 15 % от фотосинтеза О2).
Примем за отправной момент предположение, что Земля на ру-
беже 4,5—5 млрд, лет представляла собой остывающую массу, на
поверхности которой формировалась базальтовая кора. Понятно, что
на первых этапах эта кора была тонкой, легко проплавляющейся под
действием эндогенных (внутренних) сил. По бесконечно многочис-
ленным трещинам и вулканическим жерлам происходило излияние
базальтовой магмы, которая в результате остывания наращивала
мощность коры. Вулканические газы в виде перегретых паров воды,
углекислого газа, азота, водорода, аммиака, кислых дымов, благо-
родных газов и кислорода формировали праатмосферу. В этот период
накопления кислорода в атмосфере не происходило, поскольку он
расходовался на окисление кислых дымов (НС1, SiO2, H2S).
Учитывая резкое преобладание воды в составе газовых струй
вулканических извержений, надо полагать, что основу первичной
атмосферы составляли подкисленные пары воды. По существу, это
была во взвешенном состоянии гидросфера. Водные атаки земной
поверхности — сначала водяные подкисленные пары, а затем по мере
остывания поверхности Земли — ливневые потоки приводили к ин-
тенсивному химическому разложению (растворение и обменные ре-
акции) базальтов. Поэтому первый «мировой потоп», совершившийся,
очевидно, около 4,5 млрд, лет назад, сопровождался разрушением,
сносом и растворением продуктов первой экзогенной дифференциа-
ции земной коры (базальтов). Неровности земной поверхности по
мере ее остывания заполнялись водой, растворявшей уже значи-
тельные количества земного вещества. В дальнейшем солевой состав
8—917
33
водоемов пополнялся за счет выноса анионов и катионов как по-
средством эндогенных, так и экзогенных процессов.
Водная оболочка на Земле обеспечила возможность накопления
эндогенного свободного кислорода, став его аккумулятором и (при
насыщении) поставщиком в атмосферу, к этому времени уже очищен-
ную от воды, углекислоты, кислых дымов и других газов в резуль-
тате прошедших ливней. Деятельность подводимых газовых трещин-
ных и центральных излияний базальтовой магмы, как и ныне, при-
водила к обогащению кислородом глубинных вод океанов.
Судьба других газов также понятна. Например, главный нз них
по массе (после Н2О) СО2, вступая в реакции с кальцием, магнием
н другими катионами, образовывал соответствующие углекислые соли;
кислые дымы также вступали в обменные реакции—происходило
формирование сульфатов; например, азот и другие нейтральные газы
растворялись в воде до ее насыщения, а затем прн пересыщении миг-
рировали в атмосферу подобно кислороду. Эти газы собственно и
сформировали атмосферу в том виде, в каком мы ее знаем сейчас.
Насыщаясь и пересыщаясь кислородом, вода как промежуточ-
ный коллектор, естественно, со временем отдавала его в атмосферу.
На первых этапах формирования атмосферы кислород не мог рас-
ходоваться на окисление органического вещества, поскольку его еще
не было, равно как он не расходовался и на окисление дымов, так
как теперь большая часть их осваивается гидросферой. Надо пола-
гать, что первая земная кора отличалась сравнительно плоской по-
верхностью, поскольку она .была однородна по составу и формирова-
лась на огненно-жидком материале. Следовательно, и гидросфера
в это время занимала всю или почти всю поверхность Земли. А это
значит, что кислород на первых порах своего рождения практически
не расходовался и на окнсленне неорганической материи. Все это
способствовало его сравнительно быстрому накоплению в первич-
ном океане, а следовательно, и в атмосфере.
Таким образом, уже в раннем архее могла быть сформирована
кислородная атмосфера, обеспечивающая газовую среду, благопри-
ятную для возникновения органической жизни. Можно лишь пола-
гать, что кислород в праатмосфере был утяжеленным. О соотноше-
ниях различных изотопов кислорода в атмосфере мы поговорим
позднее.
Если принять во внимание, что ко времени накопления первой
кислородной атмосферы был подготовлен н «питательный бульон»
в виде гидросферы с растворенными в ней солями, то надо признать,
что возникновение жизни на Земле стало неизбежным актом. Сколь-
ко времени понадобилось для этого — сказать трудно. Но надо ду-
мать, что первые организмы были более примитивными, чем фото-
синтезирующие сравнительно высокой организации Палеонтологи
34
утверждают, что фотсинтезнрующие водоросли возникли 3,7—3,5
млрд, лет назад. Примем этот рубеж за репер, показывающий
когда появился еще один поставщик атмосферного кислорода — кис-
лорода фотосинтетического. Отдадим должное В. И. Вернадскому,
который сказал: «Биосфера геологически вечна».
Из всего изложенного можем сделать следующие выводы.
1.	Базальты по сравнению со своими интрузивными аналогами
беднее кислородом. Онн его потеряли в процессе перехода нз жид-
кого, расплавленного состояния в твердую фазу, в фазу перехода в
горную породу. Сопоставление величин кислородной задолженности
систем (КЗС) базальтов н габбро позволяет определить, что коли-
чество выделяющегося в свободном виде кислорода при изверже-
нии базальтовых магм кай минимум составляет около 0,5 %.
2.	Поскольку в океанических впадинах происходит главная мас-
са извержений базальтов, основное количество эндогенного (глубин-
ного) кислорода в настоящее время поступает в океанические воды.
Активными поставщиками кислорода являются рифтовые зоны.
3.	Кислородный состав современной атмосферы — результат фо-
тосинтеза и дегазации глубинных океанических вод.
3*
Для тех, кто занимается реконструкцией различных аспектов раз-
вития Земли в геологическом прошлом, очевидно, что самым труд-
ным остается вопрос о происхождении н эволюции кислородной ат-
мосферы. Главная трудность заключается в том, что при допущении
представлений только о биогенном происхождении кислорода атмо-
сферы мы немедленно оказываемся в тупике при осмысливании воп-
роса о начале жизни и ее эволюции, ибо жизнь — это прежде всего
процесс движения, связанный с поглощением кислорода в газообраз-
ном виде. Для ее зарождения хотя бы в примитивном виде требует-
ся по крайней мере 0,01—0,1 % свободного кислорода по отношению
к его количеству в современной атмосфере (речь идет, разумеется,
об аэробной жизни, т. е. нуждающейся в кислороде). Этот тупик
легко обойти, если признать, что в геологическом прошлом сущест-
вовал активный источник кислорода, предшествовавший биологиче-
скому — фотосинтетическому.
Как только был изучен изотопный состав кислорода современ-
ной атмосферы, стало ясно, что он иной, чем фотосинтетический. Он
оказался утяжеленным, т. е. более насыщенным изотопом О18. Вто-
рой тупик. Но все становится опять на свои места, если признать,
что не только в геологическом прошлом, но н сейчас наряду с фото-
синтетическим источником кислорода существует и активно действует
и другой источник, поставляющий в атмосферу утяжеленный кисло-
род. Словом, никак нельзя примириться с существующим представ-
лением о единственном источнике атмосферного кислорода.
Настала пора обсудить вопросы: какова возможная доля кис-
лорода в атмосфере каждого источника или какова нх роль в фор-
мировании атмосферы и не иссякают лн эти источники?
По подсчетам В. И. Вернадского, общее количество свободного
кислорода в атмосфере оценивается в 1,5-10J5 т. Установившееся
равновесие между реакциями поглощения и реакциями выделения
кислорода характеризует все геологические эпохи.
По современным представлениям весь свободный кислород ат-
36
мосферы является продуктом фотосинтеза. Фотосинтез растений
можно представить уравнением:
t свет J’ 1
2Н2О + СО2—^4— СОН + Н2О + О2.
।	 хлорофилл	|
Из уравнения видно, что свободный кислород продуцируется и выде-
ляется в результате разложения воды, в то же время углекислый
газ и водород фиксируются растениями. Из уравнения вытекает так-
же, что изотопный состав фотосинтетического кислорода должен от-
вечать таковому воды. На самом же деле это не так. Кислород со-
временной атмосферы на 2,3 % тяжелее фотосинтетического. Не схо-
дятся «концы с концами». И это обстоятельство вынудило ученых
искать другие возможные источники атмосферного кислорода. Но
попытки оказались безуспешными.' Прикидки показали, что неизвест-
ный источник должен быть по «наработке» свободного кислорода по
меньшей мере равным известному биологическому поставщику.
А. П. Виноградов особо подчеркивал, что мощность неизвестно-
го пока науке источника кислорода не должна уступать мощности
известного и теперь хорошо изученного биогенного источника.
Путем фотосинтеза ежегодно вырабатывается более 5-1010 т
кислорода — величина огромная. Но для уравновешивания изотоп-
ного состава кислородного баланса в атмосфере нужно найти ис-
точник по меньшей мере с такой же производительностью. Таким ис-
точником мы и рассматриваем кислород эндогенный, илн глубинный,
возникающий в природе постоянно как продукт дегазации базальто-
вой магмы. Но, быть может, есть и другие источники? Возможно.
Рассмотрим каждый из них в плане поставленных вопросов.
Сколько их, источников?
КИСЛОРОД ЭНДОГЕННЫЙ. Во все геологические эпохи базаль-
тоидный магматизм активно проявлялся на Земле—и в поверхност-
ных условиях, и под водой. Следовательно, это постоянно действую-
щий источник свободного кислорода. Однако стоит еще раз подчерк-
нуть, что вулканические извержения на суше не могли и не могут
формировать кислородную атмосферу. Причина простая: в газовых
струях всегда или почти всегда над кислородом преобладают такие
соединения, как HF, НС1, SO2, и другие, на окисление которых дол-
жен расходоваться кислород. Если же учесть, что при извержениях
преобладающими газами (кроме паров воды) обычно являются уг-
лекислота и азот, то станет очевидным, что в периоды усиления на-
земного вулканизма в атмосфере повышается относительное коли-
чество СО2.
ЗТ
Накопление эндогенного кислорода в свободном виде возможно
только при подводных извержениях базальтового материала. В этом
случае кислые дымы в воде диссоциируют н, таким образом, не
вступают в окислительные реакции. Нейтральные газы — азот и бла-
городные — растворяются. То же происходит и с углекислым газом,
и с кислородом. Углекислота при насыщении вод вступает в реакции
с такими катионами, как Са, Mg, формируя в конечном итоге кар-
бонатные породы. При насыщении же вод кислородом и нейтраль-
ными газами начинается отдача их в атмосферу. Дегазация вод
возможна и при некоторой недонасыщенности их растворенными га-
зами, например, в результате выхода глубинных холодных вод на
поверхность. Это определяется тем, что с понижением температуры
в воде увеличивается растворимость газов. Так, в одном литре воды
может раствориться кислорода при температуре 5 °C — 7,1 см3, при
15°С— 5,8 см3, при 25°C — 4,9 см3. Растворимость несколько сни-
жается и при повышении солености вод. При солености 35 г/л (со-
леность вод океанов обычная) и нормальном давлении она состав-
ляет при температуре 5 °C 7,07 см3, при 15 °C — 5,79 см3 и при
25 °C —4,89 см3.
В настоящее время в промежуточных и глубинных водах раство-
рено примерно 1-Ю22 см3 кислорода. По массе это соответствует
1 -1013 т. По содержанию свободного кислорода океанические воды,
как уже отмечалось ранее, близки к насыщению, а в некоторых слу-
чаях— в зонах распространения глубинных рифтовых систем н к
пересыщению. Если такие воды вывести на поверхность, то они бу-
дут свободно дегазировать, т. е. отдавать растворенный в них кис
лород в атмосферу, в результате резкого перепада температуры
(в глубинных водах она не превышает 2—3°С, в то время как в
поверхностных водах низких широт она составляет 25—27°C).
Теперь не сложно прикинуть, что 5-10'° составляет 1/200 часть
от 1-1013. Это свидетельствует о том, что если глубинные воды океа-
на в год будут поставлять в атмосферу всего лишь 0,5 % раство-
ренного в них кислорода, то эта масса будет равна массе кислорода,
которая ежегодно формируется в атмосфере фотосинтетическим пу-
тем. Что ж, цифра вполне реальная, если учесть те многочисленные
выходы на поверхность холодных глубинных вод океана, о которых
уже говорилось.
Пока ограничимся констатацией: глубинные воды океана — это
и есть тот второй мощный источник свободного кислорода, который
искал Л. П. Виноградов.
Обратимся теперь к изучению рифтовых зон планеты, связанно-
му с вопросами размещения полезных ископаемых на дне современ-
ных океанов и познанию земной коры в целом. И в этой научной об-
ласти совершаются значительные открытия. Так, об одном нз них,
38
имеющем отношение к нашему вопросу, было сообщено в статье
«У колыбели жизни» (Природа и человек, 1983 № 7) ведущим океа-
нологом СССР, академиком Л. М. Бреховских: «В той же зоне
(срединно-океанических хребтов, — В. Б.) и тоже геологами — к пре-
великой досаде биологов — найдена если не совершенно новая, то.
все сомнений, уникальная форма жизни. Донные организмы, обнару-
женные там, существуют в отличие от всего живого на Земле не за
счет энергии Солнца, а за счет собственной энергии планеты. Вы-
глядят этн организмы фантастически. Есть средн них, например, чер-
ви длиной до метра...».
Но ведь животные такого уровня организации дышат свобод-
ным кислородом, следовательно, он тоже входит в их меню, состав-
ленное за счет внутренней энергии Земли.
Итак, до признания накопления эндогенного кислорода в сво-
бодном виде на Земле остается меньше шага!
КИСЛОРОД ФОТОСИНТЕТИЧЕСКИЙ. Источником фотосин-
тетического кислорода является морская и континентальная расти-
тельность. Подсчитано, что около 80 % общего количества продуци-
руемого кислорода фотосинтетическим путем в настоящее время об-
разуется в результате жизнедеятельности фитопланктона, заключен-
ного в верхних слоях морен и океанов (фитопланктон — мелкие и
микроскопические растительные морские организмы), и только 20 %
его продуцируют наземные растительные организмы. Годовая про-
дукция океанов точно пока не установлена. В литературе приводятся
величины от 5-10io до 24-1010 т. Для наших последующих расчетов
примем минимальную цифру 5-Ю10 т.
Известно, что площадь современных океанов вместе с окраинны-
ми морями н шельфом (затопленный континент) составляет
361 млн. км2, суши—149 млн. км2. Грубо можно подсчитать, что
продуцирование кислорода в год с 1 kmz водной поверхности со-
ставляет около 140 т, а с 1 км2 суши 70 т. Понятно, что эти вели-
чины не только приблизительны, но и обладают значительным раз-
бросом, поскольку производство кислорода растениями зависит
главным образом от продолжительности нх вегетационного периода.
Например, в Северном Ледовитом океане круглый год держится ле-
довый покров. Здесь наблюдается всего лишь кратковременный, хо-
тя и очень активный, максимум развития фитопланктона; соответ-
ственно в Заполярье растительность суши тоже весьма активна с точ-
ки зрения вегетационного развития в короткий весенне-летний пе-
риод. В тропических же частях океанов н суши биологическая зима
отсутствует, и здесь соответственно вегетация фитопланктона и
наземной растительности происходит круглогодично. Поэтому, при-
нимая названные выше цифры как средние величины продуцирова-
ния кислорода с единицы поверхности океана и суши, следует учи-
39
тывать нх относительность. Но важно подчеркнуть, что с каждой
единицы поверхности суши за один н тот же отрезок времени гене-
рация кислорода по меньшей мере в два раза слабее, чем в океане.
И sto станет попятным, если учесть специфику развития океаничес-
кой н наземной растительности. Фотосинтезирующий слой океанов
по вертикали значительно мощнее фотосинтезирующего слоя суши.
Первый измеряется мощностью до 200 м, а второй никогда не пре-
вышает первых десятков метров, что определяется высотой деревьев.
Размер ежегодного синтеза фитобномассы на Земле по вычисле-
ниям различных авторов несколько различен, но не выходит за пре-
делы п-1010 т при значениях п от 1,6 до 5,8.
Таким образом, продуктивность океанов и суши на единицу
площади характеризуется однопорядковымн величинами. Но, очевид-
но, истинная годовая продукция фитопланктона морей и океанов
все же резко занижается при существующих методах вычисления,
на что обратил внимание известный океанолог Л. А. Зенкевич. Он
отмечал, что одноклеточные водоросли и жгутиковые составляют
главную массу продуцентов в морях и океанах, значительно меньше
(в прибрежных зонах) — многоклеточные водоросли. Роль осталь-
ных растений ничтожна. Л. А. Зенкевич писал, что особенности стро-
ения растительности моря обусловливают высокие темпы продуци-
рования, при которых в средних показателях годовая продукция
фитопланктона в сотни раз превышает его биомассу. На суше же
годовая продукция во много раз меньше биомассы. Это закономер-
но, так как особи растительности морей н океанов по размеру в ос-
новной своей массе мелкие и микроскопические. На континенте же
биомасса крупных растений преобладает, а это очень важно для по-
нимания продуктивности фотосинтетического кислорода на планете.
Дело в том, что на единицу собственной массы (нли объема) в целом
метаболизм (реакции обмена) фитопланктона будет во много раз
выше метаболизма наземной растительности.
Величина метаболизма, если оценивать ее по скорости потреб-
ления (животный мнр) нли по скорости выделения (растительный
мир), кислорода на единицу времени, как показывают наблюдения
и расчеты биологов, имеет громадную дисперсию не только у раз-
личных организмов, но и в пределах одного вида с различной мас-
сой. Здесь достаточно четкая закономерность. Она выражается в
том, что чем крупнее организм., тем метаболизм его при прочих
равных условиях слабее, или, что одно и то же, чем организм мель-
че, тем метаболизм его интенсивнее, что хорошо видно из рис. 10
Биологи эмпирически установили, что общая тенденция к увеличе-
нию интенсивности обмена в расчете на организм пропорциональна
2/3 роста объема (рис. 11).
Словом, можно сказать, что чем мельче растение, тем ннтснсив-
40
Рис. 10. Метаболизм орга-
низмов в зависимости от нх
размеров
g.
11
20	50	100	200 5OQ
Отношение поверхности к объему, см2/смЗ
Рис. 11. Интенсивность метабо-
лизма в расчете на величину кис-
лородпродуцирующих водорослей
нее оно трудится. Мелкие и микроскопические особи в сотнн, тыся-
чи и десятки тысяч раз «трудолюбивее» особей крупных. Американ-
ский эколог Ю. Одум писал по этому поводу, что микроскопические
водоросли, т. е. фитопланктон, которых в озере в каждый данный
момент наберется всего несколько килограммов на гектар, могут
иметь такой же метаболизм, как намного большая биомасса де-
ревьев в лесу или травы на лугу. Точно также несколько килограм-
мов мелких рачков, «пасущихся» на водорослях, могут иметь общее
дыхание, равное дыханию пасущейся на лугу коровы в пятьсот-
шестьсот килограммов.
Итак, констатируем: чем больше водной поверхности на Земле,
тем больше в единицу времени продуцируется фотосинтетического
кислорода. Отсюда можно сделать вывод, что эпохам максималь-
ного продуцирования фотосинтетического кислорода должны соот-
ветствовать эпохи велнких морских трансгрессий, т. е. эпохи, когда
морские воды в значительной мере затопляли континенты, а так-
же неоднократно повторялись в геологической нсторнн развития
Земли.
ДРУГИЕ ВОЗМОЖНЫЕ ИСТОЧНИКИ КИСЛОРОДА. Не ис-
ключено, что существуют и существовали другие источники эндо-
генного кислорода, связанные с извержением магм небазальтового
состава. Но вряд ли мощность таких источников может быть значи-
тельной. поскольку извержение лав небазальтового состава в океа-
нических впадинах составляет величину ничтожную.
По-видимому, кислород практически не выделяется в атмосфе-
ру и при метаморфизме пород нли выделяется в незначительных ко-
4—917
41
лнчествах. Но такая принципиальная возможность образования сво-
бодного кислорода рассматривалась В. И. Вернадским. Он полагал,
что погружающиеся в зону глубокого метаморфизма породы мог-
ли отдавать заключенный в ннх химически связанный кислород в ви-
де свободного газа за счет восстановления его из окисных соедине-
ний. Было обращено внимание на то обстоятельство, что соедине-
ния 21 химического элемента в зоне глубокого метаморфизма всегда
обеднены кислородом по отношению к кислородным соединениям
этих элементов в коре выветривания. Имеется несколько элементов,
которые должны учитываться при балансе химических процессов
земной коры. Особенно привлекательно железо — один нз самых
распространенных элементов. Его окисные формы при погружении в
зону метаморфизма териют кислород, переходя в закисные формы.
Поскольку прн метаморфизме кислород не.соединяется и со всеми
другими элементами, можно думать, что он устремляется вверх к
земной поверхности, где вновь участвует в окислительных процессах.
Итак, вбпрос выделения кислорода при метаморфизме требует спе-
циального глубокого изучения. Но по своей масштабности это вы-
деление кислорода, конечно, не может быть сопоставимо с выделе-
нием его прн базальтоидном вулканизме, который, как мы знаем,
охватывал крупные cei менты континентальной коры, а рифтовые
подводные сооружении, по которым происходило интенсивное излия-
ние магмы, нередко имели планетарный характер.
Необходимо отметить также, что газовые струн, выделяющиеся
на поверхность Земли нз недр литосферы, пока не дают' достовер-
ных сведений о наличии в них свободного кислорода. Но, возмож-
но, это — результат отсутствия специального изучения и пока еще
очень малого количества наблюдений вообще. В научном плане во-
прос крайне интересный н также требует кропотливого изучения.
В. И. Вернадский указывал и на возможность непрерывного
образования кислорода в подземных радиоактивных водах, содержа-
щих радий и радон, что остается за пределами специального изу-
чения.
Наконец, возможность, а вернее, невозможность образования
свободного кислорода в ощутимых количествах в верхних слоях ат-
мосферы в результате фотодиссоциации углекислого газа, но о пей
мы уже рассуждали на предыдущих страницах.
Таким образом, можно считать, что в формировании кислород-
ной составляющей земной атмосферы участвуют два мощных источ-
ника — эндогенный (глубинный) и фотосинтетический.
Эти два природных феномена и будут в дальнейшем объектом на-
шего рассмотрения для ответа на вопрос — каковы возможные из-
менения кислородной массы в составе атмосферы на протяжении
геологического развития Земли?
42
Все зависит от «дыхания» Земли
Для дальнейшего изложения материала нам понадобятся некоторые
известные константы:
площадь поверхности земного шара 510 млн. км2,
площади поверхности океанов и окраинных морей 361 млн. км2,
площадь континентов, включая шельфы, 176,5 млн. км2,
площадь шельфов 27,5 млн. км2,
площадь суши 149 млн. км2.
Указанные константы характеризуют состояние планеты только
на сегодня. На протяжении ее геологического развития отчетливо
фиксируются эпохи сжатия н эпохи расширения. Эти «дыхания»
Земли приводили и приводят к изменению физического состояния и
коры, и подкоровых масс. Естественно, менялись география и соот-
ношения площадей и континентов, океанов, шельфов. Доказана по-
вторяемость геологических событий на Земле, повторяемость, прояв-
лявшаяся как в течение сравнительно коротких интервалов, так и
достаточно длительных периодов. Цикличность развития планеты —
характернейшая и непременная ее особенность. Как любая система.
Земля без цикличных процессов существовать не могла н не может.
Таков закон развития материи вообще. Восходящая стадия со вре-
менем сменяется нисходящей, и наоборот. Все, что имеет начало,
имеет и конец.
Если принять во внимание, что расширение Земли вызывает за-
ложение и развитие крупных планетарных разломов, подобных со-
временным океаническим рифтам, по которым происходит интенсив-
ное извержение базальтовой магмы, то неизбежен и вывод: эпохи
расширения Земли — это эпохи усиления продуцирования эндоген-
ного кислорода, в эпохи сжатия Земли, когда существенно ослабля-
ется роль базальтондного вулканизма (сужаются или «запечаты-
ваются» разломы), уменьшается и количество поступления кис-
лорода.
Второй, биогенный, источник кислорода также находится в тес-
ной связи с тектоническим состоянием Земли; в эпохи морских
трансгрессий — наступания моря на сушу — увеличиваются площади
развития водной поверхности н, следовательно, площади фотосинте-
зирующего слоя. Таким образом, неизбежен второй вывод: в эпохи
морских трансгрессий усиливается продуцирование биогенного кис-
лорода. В эпохи же морских регрессий — отступания моря с суши
продуцирование кислорода снижается.
В этой связи рассмотрим хотя бы в самых общих чертах исто-
рию развития Земли в наиболее хорошо изученном геологическом
отрезке времени — фанерозое. Но следует оговориться, что и фане-
розойская история сравнительно хорошо изучена пока лишь для
4*
43
континентального блока Земли, т. е. в современных границах суши.
Тем не менее крупные обобщения, касающиеся раскрытия общих за-
кономерностей развития континентального блока Земли, таких, как
время проявления великих морских трансгрессий, регрессий, состав
и преобладающий тип осадков каждой из эпох осадконакопления,
место и время формирования различных рудоносных формаций,
усиления базальтоидного магматизма, гранитизации коры и т. д.,
базируются во всех построениях исследователей, по существу, на
материалах Северного полушария Земли, так как геологическая изу-
ченность Южного полушария, а также шельфа и океана в целом
пока низка.
Итак, по своей природе развитие Земли носит пульсационный
характер. Так, известно, что эпохи теократические периодически
сменялись эпохами талассократическими (связанными с колебатель-
ными движениями земной коры), иначе говоря, эпохи разрастания
площадей суши за счет моря сменялись эпохами разрастания пло-
щадей морских акваторий за счет суши. Все это определялось тек-
тоническим состоянием планеты, ее «дыханием».
В разрезах осадочных толщ разных континентов в одновозраст-
ных отложениях обычно распознаются одни и те же или близкие по
составу и условиям образования геологические формации. К при-
меру, каменноугольный период так назван потому, что в разных
частях планеты с ним связаны месторождения каменного угля, фор-
мирование осадков мела происходило только в меловом периоде
и т. д.
Пульсационный характер развития литогенеза на Земле в целом
в последние 20—30 лет наиболее бескомпромиссно отстаивал сибир-
ский литолог В. П. Казаринов. В основе пульсационного развития
он всегда усматривал только тектоническое состояние планеты: сжа-
тие и расширение.
В эпохи сжатия, по В. П. Казаринову, происходит сближение
сиалическнх (континентальных)' блоков, сужение акватории океанов.
В результате сжатия большие массы горных пород континентальных
блоков в тектонически наиболее активных зонах — геосинклиналях
вдавливаются и гранитизируются. Рельеф суши обостряется, ослаб-
ляется роль химического выветривания горных пород, соответствен-
но усиливается их физическое разрушение.
В эпохи расширения планеты тектоническая активность ослаб-
ляется. Сиалические блоки постепенно удаляются друг от друга, по-
гружаются в подкоровую область и таким образом медленно затоп-
ляются морскими водами, происходит расширение акватории океа-
нов за счет расширения океанического дна и частичного затопления
континентов. На суше рельеф нивелируется (сглаживается), возрас-
тает роль процессов химического выветривания пород, ослабляется
44
физическое выветривание. Надо полагать, что в это время закла-
дываются и развиваются глубокие трещины растяжения, подобные
современным рифтам, по которым происходит поднятие базальтовых
магм и излияние -их на поверхность океанического дна, а в некото-
рых случаях (при зарождении рифтов) и на сушу.
Автор данной работы, длительное время исследуи геологические,
преимущественно палеозойские, образования Сибири, неоднократно
убеждался в том, что строение их подчинено удивительно четкой
периодичности и измеиення состава пород отражают смену морских
трансгрессий и регрессий как бы по заранее запрограммированному
часовому механизму. Так, отстоящие друг от друга на сотни и ты-
сячи километров одновозрастные толщи Сибири хорошо сопостав-
ляются (коррелируются) по вещественному составу слагающих их
пород и по геохимическим .признакам. Но, более того, они удиви-
тельно легко сопоставляются и с одиовозрастными разрезами дру-
гих районов Советского Союза, Европы и Северной Америки. Этот
вывод автора подтверждается исследованиями разрезов и других
стратиграфических подразделений, проанализированных сибирскими
литологами.
В. П. Казаринов провел тщательный анализ палеогеографических
построений различных авторов по разным районам мира. Эти по-
строения, выполненные в виде кривых развития по времени транс-
грессий и регрессий, показали удовлетворительную корреляцию со-
ответствующих кривых и периодичный характер их изменения во
времени. Сейчас можно утверждать, что крупные морские транс-
грессии и регрессии в геологической истории Земли происходили
периодически и одновременно и на всех континентах мира в такие
отрезки времени, как век, эпоха, период.
Изменения состояния Земли не могли не влиять иа продуциро-
вание кислорода. Но, прежде чем рассмотреть эти возможные ко-
лебания в продуцировании кислорода во времени, необходимо сде-
лать некоторые пояснения.
Фотосинтез морских растительных организмов на протижеиии
фанерозои теперь ни -у кого не вызывает сомнения, поскольку такие
организмы обнаружены даже в отложениях глубокого архея (об-
мен веществ). Их метаболизм был совершенно таким же, как и те-
перь, поскольку фотосинтезирующие водоросли и тем более однокле-
точные не претерпели какой-либо эволюции в своем развитии. Нет
сомнения в том, что на суше, по крайней мере, низшими растениями
заняты были все экологические иишн, поскольку даже высшие их
формы известны в очень древних отложениях. Например, Л. Ш. Да-
виташвили определил остатки высших растений в силурийских от-
ложениях и отмечал их существование и в более ранних отложе-
ниях даже в протерозое. Экспансия жизненного пространства живы-
45
лий, криптон, ксенон, аммиак, перекись водорода, эманации радия,
В пределах нижней части земной атмосферы до высоты 10—15 км,
т. е. в пределах тропосферы, в любой точке земного шара состав
воздуха постоянен.
В растворенном состоянии атмосферный воздух обнаруживается
в природных водах, живых и мертвых организмах, содержится в по«
рах и трещинах верхней части литосферы, главным образом в почве.
При этом соотношения отдельных компонентов воздуха весьма разно-
образны, что обусловлено растворимостью газов в природных сре-
дах, избирательной способностью различных организмов к ассимиля-
ции (захвату) газов атмосферы, биохимическими реакциями между
оргаиизмамк и продуктами их жизнедеятельности с окружающей
средой.
Взаимодействие воздуха, воды, организмов и продуктов их жиз-
недеятельности с горными породами, слагающими верхнюю часть ли-
тосферы, идет постоянно и приводит к существенному преобразова-
нию минеральных масс, к гибели одних минеральных форм и фор-
мированию новых, к рассеянию одних химических элементов и их
соединений и концентрации других. Такие процессы изменения горных
пород, определяемые в геологии понятием «выветривание», давно
стали объектом специального изучения геологов. Это и понятно, так
как учение о выветривании, вернее, о корах выветривания, в конечном
итоге сводится к выяснению законов дифференциации и интеграции
вещества на поверхности Земли, выяснению законов размещения
экзогенных месторождений (осадочных морских и континентальных)
полезных ископаемых в геологическом пространстве и времени.
Прежде всего это относится к таким важнейшим полезным ископа-
емым, как нефть и газ, алюминиевые, фосфорные, железные и мар-
ганцевые руды, различные соли, россыпи цветных и редких элемен-
тов, строительные материалы и т. д.
Специалистам не нужно доказывать, что в процессах физико-
химического преобразования горных пород и органического веще-
ства ведущая роль принадлежит кислороду или его соединениям.
Поэтому всем, кто занимается наукой об осадочных породах — лито-
логией, кто занят расшифровкой происхождения осадочных полез-
ных ископаемых, реставрацией прошлых геологических эпох в мест-
ном, региональном или глобальном масштабе, далеко не безразлично,
где и когда, на каком этапе геологического развития нашей пла-
неты в атмосфере появился мощнейший окислитель живой и кос-
ной (неорганической) материи — свободный кислород. Подчеркнем —
свободный, поскольку с ним в основном свизывают ученые возмож-
ность наиболее интенсивного изменения, главным образом окисления,
минерального вещества планеты.
Развиваемый автором вариант происхождения кислорода земной
4
атмосферы — это, конечно, пока лишь гипотеза, основаинаи на мно-
голетнем изучении геологических объектов.
Время появления свободного кислорода (О2) в атмосфере пла-
неты — это репер, от которого нужно отсчитывать начало не только
окислительных процессов, т. е. геохимических процессов в наблюда-
емых ныне реакциях, но и появление на Земле жизни с ее обменны-
ми реакциями с окружающей средой.
Следы деятельности кислорода как окислителя установлены в
очень древних осадках, возраст которых более 3 млрд. лет. Следо-
вательно, в свободном виде ок появился на самых ранних этапах
геологического развития Земли. Но каким образом? Не следует за-
бывать, что наука доказала пока единственный способ происхождения
атмосферного кислорода — путем фотосинтеза, который осуществля-
ют растения. В процессе жизнедеятельности они «нарабатывают» кис-
лород. Механизм такой «наработки» рассмотрим несколько ниже.
Поставим наш главный вопрос: как мог поивиться свободный
кислород в добиогеиный этап развития Земли? Какой механизм обес-
печил появление первого количества в атмосфере этого газа, кото-
рый, в свою очередь, «запустил» механизм фотосинтетических реак-
ций?
Хорошо известно, что растительность не только продуцирует (вы-
деляет) кислород в процессе своей деятельности, но и потребляет
его при дыхании. Дли дыхания растение отбирает из атмосферы
15 % массы кислорода, ею же произведенного. Вспомните: школь-
ный курс «Ботаники» не рекомендует держать большое количест-
во домашних растений в спальной комнате, поскольку они дышат
в основном ночью, т. е. в темноте, в отличие от фотосинтеза, ко-
торый совершается при свете. При дыхании растения, так же как и
мы, потребляют кислород и выделяют углекислый газ, большое же
количество растений в комнате в ночное время может создать избы-
точное количество углекислого газа по отношению к допустимой для
человека норме.
Итак, логический парадокс: чтобы появилась растительность на
планете, необходим был свободный кислород, а чтобы появился
кислород, необходима была растительность. Из этого замкнутого кру-
га ученые, например акад. А. П. Виноградов, будто бы находят вы-
ход утверждая, что в добиогеиный этап развития Земли свободный
кислород появился и накопился в результате реакций лучистой (све-
товой) энергии с водой и углекислым газом, т. е. фотохимических
реакций, в верхних слоях нашей праатмосферы.
Рассмотрим факты, на которых базируется такое предположение.
Наблюдения за вулканическими выбросами далк возможность
сделать предположение, что первичная атмосфера, которая появилась
на ранних этапах образования земной коры в процессе остывания
5
46
ми организмами исходя из их способности размножения мгновения,
это неоднократно подчеркивал В. И. Вернадский. Можно полагать,
что метаболизм наземных растений был таким же, каким мы знаем
его теперь.
Подсчеты показали, что годовое продуцирование фотосинтети-
ческого кислорода наземной растительностью в прошлом изменялось
в пределах 0,15-1010—1-Ю10 т (рис. 12). Соответствующая кривая
находится под контролем кривой изменения площади суши. Мини-
мальное продуцирование кислорода было в раннем силуре, раннем
девоне, перми, триасе, неогене и других теократических эпохах, мак-
симальное — в венде, среднем кембрии, среднем ордовике, раннем
карбоне, поздней юре, позднем мелу, среднем палеогене. Сравни-
тельно резкие изменения в количестве продуцирования кислорода
наблюдаются на переходе от венда к кембрию, от среднего ордови-
ка к силуру, от силура к девону, от раннего карбона к позднему, от
юры к мелу, от мела к палеогену, от среднего палеогена к неогену.
Чтобы представить возможные колебания в количестве проду-
цируемого фотосинтетического кислорода морскими продуцентами,
рассмотрим два возможных варианта.
Вариант 1. Морские трансгрессии и регрессии возникали в
результате периодических (или не периодических, ио сменяющих
друг друга во времени) поднятий и опусканий отдельных блоков
Земли, т. е. так, как это предусматривает одна из существующих
ныне гипотез дифференциации подкорового вещества Земли. Эта
гипотеза предполагает, что земная кора образовалась в результате
выплавления материала из мантии и длительное время была корой
континентального типа. До конца палеозоя — начала мезозоя океа- ,
инческие впадины отсутствовали, а водная оболочка была сосредо-
точена в эпиконтинентальных бассейнах. Общая поверхность Земли
почти не менялась. Если объем водных масс оставался таким же,
следует предположить, что в геократические эпохи вода сосредото-
чивалась в более глубоководных бассейнах, чем в эпохи талассо-
кратические, за счет чего могли изменятся соотношения площадей
суши и моря.
В талассократические эпохи, такие, как венд, средний ордовик,
ранний карбон и др., морские воды покрывали до 70 % территории
континентов. Следовательно, общая площадь водной поверхности в
соответствующие отрезки времени развития трансгрессий достигала
470 млн. км2, в то время как суша составляла всего лишь около
40 млн. км2. Отсюда можно подсчитать, что продуцирование фото-
синтетического кислорода морскими организмами в год достигало
470 000 000Х140=6,6 • 1010 т.
В геократические эпохи, такие, как поздний силур, пермь, триас,
начало позднего мела, конец неогена, размер суши достигал
47
150 мли. км2, в то время как водная поверхность сокращалась до
360 млн. км2. Следовательно, продуцирование кислорода в морях и
океанах уменьшалось. Оно было равным 360 000 000Х 140=5-1010 т.
Возможные количественные изменения кислорода, продуциро-
вавшегося морскими организмами иа протяжении всей фанерозой-
ской истории развития Земли, показаны на рис. 12.
Вариант 2. Морские трансгрессии и регрессии являются ре-
зультатом расширения и сжатия Земли. Такая точка зрения отра-
жает тектоническую гипотезу, получившую особенно широкое рас-
пространение среди геологов после открытия океанических рифтов
и изучения особенностей их строения. Согласно этой гипотезе с ме-
зозойской эры началось и продолжается расширение планеты, фи-
зическим выражением которого являются океанические рифтовые
зоны.
О конкретных изменениях, т. е. о величинах колебания радиуса
Земли для отдельных геологических периодов, можно судить по дан-
ным американского исследователя Ван Хильтеиа. Так, в каменно-
угольном периоде радиус Земли составлял 5526 км, в пермском —
4803 км, в триасовом 5300 км, в меловом 6027 км. Для сравнения
укажем, что радиус современной Земли — 6371 км. Разумеется, дан-
ные Ван Хильтеиа нельзя принимать за абсолютные, поскольку пред-
ложенный им метод подсчета радиуса Земли нуждается в проверке
и уточнении. Hcxorfti из этих данных можно рассчитать интересую-
щие нас площади поверхности планеты. Они составляли (мли. км2):
в каменноугольном периоде 384, в пермском 292, в триасовом 353,
в меловом 456.
В своих расчетах Ваи Хильтеи сделал допущение, что иа протя-
жении геологического развития Земли увеличение площади ее по-
верхности происходило только за счет увеличения площади океани-
ческих впадин, площадь же поверхности континентальной коры оста-
валась неизменной. Вместе с современным шельфом это составит,
следовательно, 176 млн. км2.
С учетом площадей трансгрессий и регрессий, т. е. с учетом пло-
щадей затопленных континентов в рассматриваемые периоды, под-
считаем возможную годовую продукцию фотосинтетического кисло-
рода (табл. 2).
Данные табл. 2 отчетливо показывают, что изменение величины
годовой продукции фотосинтетического кислорода между минимумом
(в периоды минимального объема планеты) и максимумом (в перио-
ды максимального объема планеты) могло происходить в сущест-
венных пределах. К сожалению, построить кривую возможного изме-
нения количества продуцировавшегося кислорода в целом для фане-
розойского отрезка времени развития Земли с учетом изменения ее
объема за это время мы не можем, так как- отсутствуют исходные
48
Таблица 2
Продуцирование фотосинтетического кислорода
по отдельным периодам
Период	Площадь (млн. км2).		годовое продуцирование кислорода, (Ы0‘° т)		
	Суша		Море		Всего О2
	Площадь	Ог	Площадь	О2	
Карбон	70	0,5	314	4,4	4,9
Пермь	120	0,8	* 172	2,4	3,2
Триас	140	1,0	213	2,9	3,9
Мел	105	0,7	351	4,9	5,6
данные длд периодов раннего и среднего палеозоя. Кроме того, ве-
личины радиуса Земли в карбоне, перми, триасе и мелу, указанные
Ван Хильтеиом, как уже отмечалось, требуют проверки. Но для нас
важно, подчеркнуть, что даже при таких весьма значительных изме-
нениях радиуса Земли, которые допускаются учеными, годовая про-
дукция фотосинтетического кислорода остается в пределах одиопо-
рядковых величии. Порядок их такой же, как и цри расчетах по
первому варианту.
Ранее мы говорили о том, что поиск неизвестного, нефотосинте-
тического источника свободного кислорода в атмосфере обуслов-
лен тем, что по изотопному составу кислород воздуха значительно
отличается от кислорода фотосинтетического. Кислород воздуха тя-
желее, так как существенно обогащен изотопом ,8О. Количество
этого тяжелого изотопа в фотосинтетическом кислороде составляет
всего лишь 0,2005 %, в то время как в атмосферном воздухе его
заключено 0,2039 %. Надежды исследователей связать утяжеление
атмосферного кислорода с фотодиссоциацией СОг под воздействием
солнечного излучении в верхних слоях атмосферы (18О в углекислом
газе составляет 0,20083 %) не оправдались по таким простым при-
чинам, как нехватка в атмосфере количества СОг и непродолжи-
тельность геологического времени (при любой теоретически возмож-
ной скорости диссоциации СО2) для высвобождения той массы |8О,
которую мы имеем в атмосфере.
Таким образом, необходимо еще раз подчеркнуть, что кислород
земной атмосферы есть результат смешения фотосинтетического кис-
лорода (легкого), поступающего немедленно в атмосферу после
своего рождения, и эндогенного кислорода (утяжеленного), попол-
няющего глубинные воды океанов в результате дегазации основной
магмы. Поступление эндогенного кислорода в атмосферу происходит
49
посредством дегазации выходящих па дневную поверхность глу-
бинных океанических вод.
Итак, в природе сложилось устойчивое соотношение между про-
дуцированием кислорода фотосинтетического и эндогенного. Оно
поддерживается «дыханием» Земли. Не важен даже механизм этого
дыхания. Будь то расширения, сменяющиеся сжатием планеты’ или
периодические вертикальные блоковые движении в виде поднятий
и пусканий, они обусловливают морские трансгрессии и регрессии
и соответственно раскрытие и активизацию глубинных разломов или
их сужение и относительную пассивность. А это значит, что уве-
личение фотосинтетического кислорода, вызываемое ростом площа-
дей продуцирующей поверхности вод, сопровождается и увеличе-
нием продуцирования эндогенного кислорода, вызываемым активи-
зацией жизии глубинных разломов, по которым в глубинные слои
океанических и морских вод поступают сравнительно большие ко-
личества вулканических газов. Наоборот, уменьшение продуцирова-
ния фотосинтетического кислорода, контролируемое относительным
уменьшением продуцирующей водной поверхности, одновременно со-
провождается уменьшением продуцирования эндогенного ‘кислорода,
контролируемым спадом активности жизни глубинных разломов и
связанной с ней подводной вулканической деятельностью. Такой ме-
ханизм генерирования кислорода из двух источников поддерживает
в основном в атмосфере равновесие изотопного состава кислорода,
наблюдаемое в настоящее время и в любом" геологическом прошлом.
К сожалению, для точного вычисления количества эндогенного
кислорода, поступающего в атмосферу, мы пока не располагаем
бесспорными данными об изотопном составе кислорода, растворен-
ного в глубинных океанических водах. Известно лишь, что этот кис-
лород существенно тяжелее фотосинтетического и атмосферного.
Имеются сведения, что в поверхностных водах океанов растворен-
ный кислород по изотопному составу ближе отвечает атмосферному.
Относительно высокие концентрации ,8О наблюдаются в промежу-’
точных водах, характеризующихся в целом обедненным количеством
растворенного в них кислорода. В глубинных же водах намечается
не только общее увеличение растворенного кислорода, но и тенден-
ция к увеличению относительного содержания 18О.
Результаты анализов состава кислорода, растворенного в водах
Индийского и Атлантического океанов, помещены в табл. 3 и на
рис. 13. Здесь показаны разрезы, в которых имеются характеристики
изотопного состава поверхностных, промежуточных и глубинных
вод. Во всех случаях видна отчетливая закономерность — до опреде-
ленной глубины сверху вниз по разрезу вод уменьшается содержа-
ние в них растворенного кислорода и одновременно увеличивается
относительное количество в ием изотопа О18. В различных разрезах
50
Таблица 3
Некоторые характеристики кислорода, растворенного
в океанических водах
Местона хождение	Горизонт, м	Темпера- тура, °C	Количество О2. мг/л	О18, % к ки- слороду воз- духа
Станция 1590	0	21,48	5,05	0,0
	100	20,60	4,67	0,06
сЗ	253	14,29	2,74	0,52
О	500	8,68	2,67	0,57
	1000	4,82	4,12	0,32
м о	2000	4,20	—	0,41
ST SJ £ Станция 1603	0	29,58	4,99	0,0
сЗ	265	18,50	4,42	0,09
	473	17,32	4,48	0,19
	676	14,60	3,69 •	0,37
	1000	9,06	3,24	0,41
	2000	3,51	—	0,70
Станция 237	0			8,40	0,0
	100	0,70	7,57	0,12
	1099	0,70	4,85	0,60
	3184	—0,23	5,54	0,58
Станция 246	0	0,03	8,22	0,0
К	98	—1,08	6,90	0,16
<и	362	0,62	5,09	0,54
о	2970	—0,20	5,49	0,45
=х				
g Станция 291	0	6,67	6,89	0,0
«К	1100	6,56	6,86	0,11
§	800	2,12	5,05	0,11
к S	3200	0,78	4,91	0,51
Станция 327	0	28,9	4,50	0,0
	25	28,9	4,58	0,19
	100	19,47	0,25	0,36
	750	8,08	0,48	0,92
	1500	4,10	1,87	0,80
положение минимальных содержаний кислорода и максимумов со-
держания О18 несколько различное, но не' выходит за глубииы-
1000 м. Кислородный минимум, лежащий за пределами зоны фото-
синтеза, по мнению специалистов, возникает в результате дыхания
животных и окисления органического вещества, растворенного в
водах. Предполагается, что дыхание животных обеспечивает фрак-
ционирование кислорода, в результате чего увеличивается относи-
тельное содержание 18О. Но ниже этого минимума воды, как пра-
51
Рис. 13. Содержание растворенного кислорода н его тяжелого изо-
топа в зависимости от глубины океанических вод:
а, б — Атлантический океан, станции 1590, 1603; в, г, б—Индийский океан,
станции 237, 248, 291
вило, вновь обогащаются растворенным в них кислородом, ио рас-
тет и содержание тяжелого изотопа. Природа этого кислорода, как
уже говорилось нами неоднократно, эндогенная. Поэтому увеличение
сто количества и содержания О18 не согласуется ни с температурой
(см. табл. 3), ни с разделительными процессами. Иного объяснения
мы не видим.
По отношению к кислороду воздуха для глубоких горизонтов
воды (1500 м и глубже) количество 18О находится в пределах 0,5—
0,8 %, или в пересчете на абсолютные содержания — 0,2049—
0,2055 % •
Используя уравнение
1РО.,Т 18Оат = 18огл (1 - *) + 1ВОф х, где
52
где 18ОЙТ — количество О'” в кислороде атмосферы, равное 0,2039 %,
18Огл — количество ,8О в эндогенном кислороде, находящееся в пре-
делах 0,2049—0,2055 %, О ф — количество О18 в фотосинтетическом
кислороде, равное 0,2005 %, можно подсчитать, что современная ат-
мосфера может быть получена при смешении 30 % кислорода фото-
синтетического и 70 % кислорода глубинного.
Поскольку фотосинтетического кислорода генерировалось в год
для разных отрезков геологического времени в пределах от 6-1010
до 6,95-1010 т, продуцирование количества эндогенного кислорода
составляло соответственно от 14-Ю10 до 16-1010 т. Таким образом,
в сумме общая генерация свободного кислорода в год для различ-
ных эпох развития Земли составляла от 2-10й до 2,3-10" т.
КИСЛОРОД
и жизнь
Жизнь как форма существования материи — самый древний объект
исследования и ученых, и философов. Больше всего исследователей
во все времена привлекало и привлекает два аспекта жизни — воз-
никновение и развитие.
Доказано, что с момента своего возникновения жизнь прошла
сложнейшие пути эволюционных преобразований и революционных
потрясений. Но если эволюционные изменения организмов в преде-
лах того или иного геологического отрезка времени объясняются
их способностью приспосабливаться к постоянно изменяющейся сре-
де обитания (или борьбой за существование), то причины катастро-
фически быстрых исчезновений различного уровня таксонов (видов,
семейств, родов и т. д.) и взрывное появление новых видов не вы-
ходят за пределы гипотез.
Помня слова В. И. Вернадского о том, что мы не знаем проме-
жутка времени на нашей планете, когда иа ней не было бы живого
вещества, не было бы биосферы, и что жизнь есть борьба за газ,
рассмотрим в самом общем виде некоторые аспекты эволюций
и революций в развитии животного мира на Земле под углом зрения
тех изменений или возможных изменений кислородной атмосферы,
о которых шла речь на предыдущих страницах.
Жизненные невзгоды на планете
Впечатляют глобальный характер и скорость вымирания одних ор-
ганизмов, появление и быстрая эмансипация других. За сравнитель-
но короткие отрезки времени (эпоха, век) фауна земного шара
только в течение фаиерозоя существенно обновлялась несколько раз.
Можно не сомневаться, что такие смены органического мира про-
исходили многократно и в докембрии. Но жизнь докембрия изучена
еще очень слабо. И только в последние годы геологи н палеонтологи
стали находить ее слепы в глубоком докембрии. Что касается позд-
него докембрия — рифея, то здесь были открыты эукариоты — ор-
54
ганизмы со сложными внутриклеточными структурами, включая яд-
ро. Все они вымерли к началу фанерозоя. Крупные представители
их (несколько групп) размером в 10—30 см закончили свое сущест-
вование в венде—самом конце докембрия. Таким образом, поздний
венд можно отнести к эпохе великого вымирания.
Границы крупных временных подразделений фанерозойской, час-
ти литосферы, таких, как эра, период и даже эпоха, стратиграфы
и палеонтологи практически обосновывают рубежами вымирания од-
них и появлением других групп фаун, т. е. обновлением животного
мира.
Причинами вымирания животных люди интересовались еще в
глубокой древности. В документах древнегреческих философов и
поэтов (Эпндокл, V в. до н. э., Лукреций ( I в. до н. э. и др.) встре-
чаются предположения о том, что на Земле водились животные, ны-
не исчезнувшие. Но системный анализ находок древних окаменело-
стей животных, описание и сопоставление их с современными и на-
учное объяснение причин вымирания и эволюции органического ми-
ра были сделаны учеными лишь XVII—XIX вв.
Выдающийся французский естествоиспытатель XVIII в.
Ж- Кювье впервые сформулировал понятие о геологических ката-
строфах, которые, как он считал, и были причинами быстрого вы-
мирания животных. Сторонники теории катастроф приходили к вы-
воду, что в истории Земли существовали периоды длительного покоя
и короткие периоды пароксизмов (переворотов) в состоянии земной
поверхности. В каждый из этих пароксизмов происходила, как при-
нято говорить ныне, перестройка структурного плана земной коры,
что и вызывало всесветную гибель всего живого, вернее, отдельных
групп животных и появление новых. В периоды покоя происходят
расцвет и эволюционные изменения этих новых групп до очередного
пароксизма.
Великие вымирания характерны и для животного, и для расти-
тельного мира. Но эпохи вымирания растительного мира значитель-
но сдвинуты по отношению к эпохам вымирания животных — при-
мерно на полтора геоло! ических периода. Эти не совпадающие во
времени события поставили перед учеными дополнительные трудно-
сти в решении вопросов о причинах вымирания организмов.
Французский ученый XVIII в. А. Орбиньи все известные для
его времени ископаемые виды беспозвоночных животных разместил
в хронологическом порядке в пределах 27 геологических ярусов и
пришел к выводу, что породы каждого из них заключают собствен-
ную, характерную только для него фауну. Фауна каждого яруса ис-
чезает в его кровле, а в низах каждого нового яруса появляется но-
вая, резко отличная. Число видов, переходящих из одного яруса в
другой, т. е. «сквозной» фауны, незначительно. В юрскнх и меловых
55
отложениях, изученных А. Орбиньи, количество переходящих форм
из яруса в ярус не превышало 1 %. Такое полное вымирание (исчез-
новение) фауны в конце каждого яруса А. Орбииьи объяснял .ре-
зультатом геологических переворотов, т. е. мощными изменениями
земной коры, вызывавшими великие перестройки лика Земли, что
влияло и на морскую, и на наземную фауну. После каждого пе-
реворота оно обновлялось в результате нового творческого акта. Те
же немногочисленные формы, которые без каких-либо изменений, за-
метных в их строении, пережили рубежи катастроф и продолжали
жить и размножаться в последующие геологические эпохи, рассмат-
ривались создателями теории катастроф как случайно уцелевшие.
Указанная теория не могла быть принята всеми современниками
ее создателей и последующими исследователими по двум причинам.
Bo-перВых, оставался нераскрытым «творец» этих глобальных актов.
Во-вторых, отдельные виды фаун, как отмечали и сами катастро-
фисты, все же проходили критические моменты (геологические ка-
тастрофы) без каких-либо изменений.
Противником теории катастроф и основоположником теории по-
степенного преобразования состояния органического мира в истории
Земли выступил выдающийся английский естествоиспытатель Ч. Лай-
ель. Он и его последователи, признавая в истории Земли моменты
массовой гибели фауны, большее внимание акцентировали на орга-
низмах, перешедших «критический экватор жизни» и продолжавших
свое развитие. Следовательно, утверждали они, творение новых и
гибель старых форм не были приурочены только к определенным
геологическим рубежам, а происходили всегда, в течение всей исто-
рии геологического развития Земли.
Ч.	Дарвин и А. Уоллес в середине XIX в. сформулировали тео-
рию отбора, которая многими из их современников была положена в
основу объяснения причин вымирания видов вследствие вытеснения
или уничтожения более приспособленными к среде обитания живот-
ными менее приспособленных. Эта теория, которая получила назва-
ние селекционной, или борьбы за существование, базируется на из-
вестных фактах исторического времени. Вот некоторые из этих фак-
тов, кстати, весьма печальных.
Человек полностью уничтожил гигантскую морскую корову, ко-
торая была открыта Г. В. Стеллером в XVIII в. в районе Алеутских
островов, тура — в европейских лесах, птицу моа — в Новой Зелан-
дии и т. д. Завезенные во времена великих географических откры-
тий и позднее из Европы на ряд океанических островов и в Австра-
лию животные привели к уничтожению или резкому сокращению
некоторых видов местной фауны. До появления человека на Земле
и его активного вмешательства в устоявшееся в биосфере равновесие
роль вытеснителей остальных групп животных, с точки зрения эво-
56
люционистов, играли зарождавшиеся время от времени новые виды
животных, более приспособленные к сложившейся в природе среде
обитания. Так, Л. Ш. Давиташвили доказывает, что аммоноидеи ис-
чезли в результате истребления их хищниками того же класса, а
также рыбами, ракообразными и т. д. Такая же примерно участь
постигла трилобитов, плеченогих, граптолитов и т. д.
Однако известно, что в неизменной физико-географической об-
становке в биологическом мире достигается определенное равнове-
сие, при котором борьба за существование ие ведет к уничтожению
той или иной группы организмов. Это заставило сторонников есте-
ственного отбора для упрочения развиваемой ими точки зрения
ссылаться на климат как ведущий фактор изменявшихся условий
существования. Но геологические наблюдения не согласуются и с
этой «улучшенной климатом» теорией отбора. Например, рептилии,
появившись в карбоне, сумели пережить все изменения климата до
конца мезозоя, захватив все экологические ниши планеты на суше
и на море. И поздний триас,-и поздний мел для них были критиче-
скими, но, как известно, эти эпохи сильно разнится климатом. Кли-
мат триаса в основном резко континентальный, а мела, особенно
позднего, мягкий влажный. Вот что писал по этому поводу советский
палеонтолог Д. Н. Соболев: «Два раза они (рептилии — В. Б.) при-
нимались вымирать. Первый кризис в их истории в конце триаса,
когда многие из них погибли вместе со стегоцефалами... Второе, еще
более великое их вымирание произошло в конце мела, перед наступ-
лением третичного периода, который по своей гумидной климатиче-
ской обстановке, может быть, более, чем какой-либо другой период,
напоминает карбон — период нх возникновения. Объяснить это вы-
мирание понижением температуры в меловом периоде положительно
невозможно. Понижение это, если оно действительно имело место, не
было значительным и климат мелового периода, в частности верхнего
мела, даже в наших широтах был все еще очень теплым... Охлажде-
ние, если оно и было, заметно коснулось только областей более или
менее приполярных, мезозойские же рептилии имели всесветное
распространение главным образом, по-видимому, в умеренной и тро-
пической зонах. Мало того, среди них кроме наземных были не толь-
ко летучие формы, но и морские, прекрасные пловцы, которым ни-
чего не стоило бы уйти от надвигавшихся климатических перемен
в более подходящие места обитания. Но одновременно с динозавра-
ми и птерозаврами погибли и завроптеригии и ихтиозавры, а вместе
с ними, как это было и в верхнем триасе, вымерли и многие другие
группы морских животных (аммониты, белемниты и пр.).
Такую основательную «перелицовку» во всех областях животно-
го мира, конечно, нельзя объяснить сомнительным и, во всяком слу-
чае, слабым понижением температуры в меловом периоде. К тому же
5-917
57
главная перемена приурочена к определенному моменту — границе
мела и палеогена, т. е. ко времени предполагаемой смены темпера-
туры в сторону повышения» *. Как можно видеть, все приведенные
примеры базируются на привходящих факторах, обусловивших вы-
мирание животных, т. е. на факторах, ие зависящих от самих орга-
низмов, — катастрофы, борьба за существование, климат. Но имеют-
ся и попытки объяснить те же явления с точки зрения внутренних
причин, заложенных в самой организации животного мира.
Теория внутренних причин вымирания исходит из предположе-
ния, что продолжительность существования филогенетических
(филогенез—историческое развитие мира организмов, их типов, клас-
сов, отрядов, семейств, родов, видов) ветвей не является безгранич-
ной, а проходит в свосм развитии предопределенную продолжитель-
ность жизни, в которой, как и в индивидуальной жизни особей, раз-
личаются отдельные стадии развития; рост, зрелость, увядание,
приводящие в конечном счете к вымиранию ветви целиком.
Учеными прошлого века было подмечено преимущественное вы-
мирание крупных животных, причина которого, по их мнению, за-
ключается в том, что крупные животные размножаются медленнее,
а поэтому в процессе естественного отбора под влиянием изменяю-
щихся условий обитания они не успевают дать нужные мутации для
продолжения своего существования. Напротив же, мелкие организ-
мы, размножающиеся во много раз быстрее, могут дать и нужные
для продолжения своего рода мутации, что делает их более при-
способленными к меняющейся среде обитания. Такое предположение
основывается на формальном расчете: число благоприятных мута-
ций прямо пропорционально количеству особей вида. В то же время
было установлено важное явление в развитии вымершего мира:
развитие филогенетических ветвей подчинено двум законам-—за-
кону увеличения роста организмов и закону их специализации.
Гигантские формы в общем виде всегда максимально специализирова-
ны. Онч никогда не встречаются в начале, а только в конце фило-
генетических ветвей. Мелкие же формы, всегда менее специализиро-
ваны, и ими начинается филогенетическая ветвь.
И вновь предоставим слово Д. Н. Соболеву: «Достаточно напом-
нить, иапрнмер, гигантских мастодонзавров, которыми заканчива-
ется группа стегоцефалов; бронтозавра, диплодока, титаиозавра, ко-
торыми заканчиваются ветви динозавров Sauropoda; титанотерил,
аицнлотерия, дииоцера, динотерия, мастодонтов, колоссальные раз-
меры которых возвещают конец стольких ветвей копытных. С давних
пор уже обратило на себя внимание его любопытное явление, что в
то самое время, когда виды какой-нибудь группы достигали макси-
• Соболев Д. Н. О причинах вымирания организмов. Киев, 1928, с. 30—31.
58
малыюго развития — или по размерам своего тела, или по совер-
шенству своего наступательного или оборонительного вооружения,
которые казалось бы, должно было защищать этих животных от
всяких врагов, они находились в то же время накануне своего ис-
чезновения. Всякое на вид прогрессирующее развитие, всякое новое
приспособление является в то же время новой опасностью для пере-
живания данного типа» (там же, с. 49).
Д. Н. Соболев сформулировал гипотезу «газового голода». Он,
исходя из того факта, что кризисные границы жизни животного
мира приурочены в основном к периодам активизации орогенеза,
сопровождающегося усилением вулканической деятельности, пришел
к выводу о массовой гибели организмов в результате изменения со-
става атмосферы. В эти критические отрезки времени усиливалась
подача из недр различных вредных для дыхания газов, в результа-
те чего нарушался газовый обмен и у наземных, и у морских живот-
ных и, таким образом, происходила их массовая гибель. Но прохо-
дило время, и фотосинтетическая деятельность растительности обес-
печивала переработку излишней в атмосфере углекислоты — ос-
новного компонента газовой составляющей вулканов и со-
ответственно улучшались жизненные условия животных таксонов,
которые «проскочили» диастрофические рубежи. Избыток СО2 в
атмосфере в эпохи диастрофизма доказывает чл.-корр. АН СССР
А. Б. Ронов.	’	1
Гипотеза Д. Н. Соболева легко объясняет чередование расцвета
и вымирания растительного и животного мира.
В наш космический век получила распространение так называе-
мая космическая гипотеза причин вымирания животных. Ее автор
немецкий ученый О. Шиндевольф считает, что только космические
факторы могут воздействовать на весь земной шар одновременно и
в результате хромосомных мутаций (внутриклеточных изменений)
может произойти гибель одних форм, образование и расцвет других.
О. Шиндевольф имеет в виду не только прямое действие космических
лучей, ио и усиленное образование радиоактивных изотопов, которые
проникали в тела организмов, влиия на хромосомы. По его мнению,
в настоящее время космическая радиация не играет существенной
роли в мутировании, но на протяжении геологического времени мог-
ли быть значительные колебании в интенсивности космического из-
лучения.
Гипотеза О. Шиндевольфа, как и все другие, не может считать-
ся универсальной, поскольку она не раскрывает причины разно-
временной смены гибели и расцвета растений и животных. Нельзя
себе представить селективное воздействие космических лучей на
биос — сначала на животных, а затем на растительность или наобо-
рот. К тому же как уже отмечалось, эпохи вымирания раститель-
5*
59
ности и животных сдвинуты во времени, по крайней мере, на не-
сколько десятков миллионов лет.
Среди причин одновременного вымирания организмов называ-
ются еще некоторые, на основе которых формулируется целый ряд
гипотез. Например, изменение солености океанических вод, недоста-
ток иля избыток микроэлементов в среде обитания животных, «све-
товые кризисы», обусловливающие угнетение и вымирание тенелю-
бивых и рабцвет светолюбивых организмов или наоборот. Отсутст-
вие фактического геологического материала, свидетельствующего об
одновременном охвате всей планеты такими стихийными бедствиями,
ие дает «ходу» всем указанным гипотезам и они «засыхают на
корню».
Мы не ставим перед собой цели дать подробный анализ и кри-
тику всех существующих гипотез о причинах массового вымирания
организмов. Для нас сейчас важно было, хотя бы в самом общем
виде, показать состояние вопроса и всю сложность проблемы.
На сегодня по затронутой проблеме мы располагаем следующим
достоверным фактическим геологическим материалом.
1.	Массовые вымирания организмов в истории Земли — факт.
Время вымирания определяется и сравнительно узкими в геологиче-
ском смысле, и «растянутыми» временными интервалами. Катастро-
фисты утверждают, что великие вымирания резко ограничены во
времени и соответствуют строго определенным эпохам. Эволюцио-
нисты также признают наличие геологических эпох, когда происхо-
дило усиление гибели животных, но утверждают, что процесс этот
был беспрерывным, поскольку беспрерывен процесс борьбы за су-
ществование.
Рубежи величайших вымираний животных и катастрофисты, и
эволюционисты называют одни и те же. Это ранний силур, девон-
ский период (особенно поздний девон), триасовый период, конец ме-
лового периода. Менее значительные вымирания (рубежи второго,
меньшего порядка) соответствуют концу силура, пермскому периоду,
концу юрского периода, концу палеогена. Существуют и рубежи,
еще менее значительные по масштабам вымирания животных, кото-
рыми практически ограничиваются в разрезах геологические тела, со-
ответствующие ярусам и зонам.
Чтобы представить масштабы вымираний животных, совершав-
шихся на крупнейших критических рубежах, приведем только сведе-
ния о вымерших родах и таксонах более крупного порядка на при-
мере классов трилобитов (морские членистоногие), беззамковых бри-
хиопод, земноводных, пресмыкающихся и надотряда аммоноидей (го-
ловоногие моллюскя), для чего воспользуемся фактическим мате-
риалом из курсов по палеонтологии.
В конце ордовииа и в раиием силуре закончили свое существо-
60
вание рода из трилобитов: Asaphus, Megalaspis, Trinucleus. Agnos-
tus, а из брахиопод: Obolus, Porambolites, CUtambonites, Strophome-
na, Rafinesquina.
В девоие, главным образом в позднем, класс трилобитов еще
более обедняется, вымирают рода: Cheirurus, Dalmanites, из брахио-
под вымирают полностью надсемейство Orthacea, а также рода Pen-
tamer us, Atrupa, Stringocephalus, Uncites. Первую серьезную ката-
строфу испытывают и аммоноидеи. Появившись в р'аннем девоие, к
концу периода уже вымерли рода: Clymenia, Anarcestes, Agoniatites.
Tornoceras, Manticoceras, Timanites.
К началу триасового периода трилобиты полностью прекраща-
ют свое существование — вымирает их последний род — Phillipsia.
К этому же рубежу экологические пиши освобождают четыре рода
брахиопод: Chonetes, Productus, Strophalosia, Spirlfer, а также над-
семейство Strophomenacea. В конце карбона или начале перми по-
явились первые пресмыкающиеся, но в конце пермского периода
вымирает подкласс диапсидных. Из аммоноидей в триасе заканчи-
вают свое существование Ceratites, Monofillites. Pinacoceras, Arcestes,
Trachyceras, Tropites.
Первые земноводные найдены в карбоне, ио уже в триасе исче-
зает их класс лабиринтодонтов.
В меловом периоде окончательно исчезают аммоноидеи. Их по-
следние представители родов Phylloceras, Baculites вымерли в позд-
немеловую эпоху.
Весьма драматично сложилась судьба пресмыкающихся. Они
появились в карбоне и достигают расцвета в юре, но к концу мела
уже ряд таксонов вымирает. Отряд завроптерий теряет плезиозав-
ров, вымирают летающие ящеры и оба отряда динозавров — птице-
тазовые и ящеротазовые.
2.	Совершенно вымерших типов организмов не существует, а чис-
ло вымерших классов крайне ограниченно. Вымирали виды, рода,
семейства. Следовательно, в пределах классов, а тем более типов
всегда находились таксоны меньшего порядка с различным запасом
«жизненной прочности». Одни из иих благополучно пересекали ру-
бежи жизненных невзгод, другие вымирали. В этой связи значение
приобретают наблюдения и выводы о том, что всякая филогенети-
ческая ветвь начинается относительно мелкими организмами и за-
канчивается крупными. Иначе говоря, вымирание — удел крупных
организмов в пределах их филогенетической ветви.
3.	В растительном мире, как и в животном, происходили перио-
дические обновления, т. е. гибель одних ценозов, появление и расцвет
других. Но эти смены рубежей происходили приблизительно иа пол-
тора геологических периода позднее преобразования фаун.
61
Основа жизни
Всесветная гибель видов, родов, семейств и даже классов организ-
мов в течение определенных отрезков времени, безусловно, может
быть связана только с глобальными внешними причинами. В общем
процессе вымирания, естественно, нельзя отрицать и борьбу за су-
ществование животных, но это явление может, очевидно, носить
только локальный, в лучшем случае региональный характер. Оно
может привести к обновлению фаун только в пределах каких-то
замкнутых территориальных систем. Во всех же экологических ни-
шах в геологически короткое время причина вымирания организмов,
особенно высших таксонов, может быть только внешней.
В среде обитания рельеф, климат, пища и газ практически ис-
черпывают главные составные части жизнеобеспечения любого ор-
ганизма. Геологам и палеонтологам хорошо известно, что внезапного
ухудшения климата, ландшафтных условий или пищевых ресурсов на
всей поверхности планеты никогда не было. Были геологические эпо-
хи или геократические, или талассократические, известны эпохи,
когда климат иа планете был относительно мягким или суровым па
сравнительно малых территориях, но не было такой эпохи, когда вся
планета характеризовалась едиными ландшафтными условиями. Ина-
че говоря, у живых организмов всегда была возможность выбора
экологических ниш. Нет никакого фактического материала, чтобы
утверждать, например, что в тот или иной геологический период
или эпоху климат был губительным для всех вымерших таксонов
животных или пищевые ресурсы для их существования резко со-
кратились сразу по всей планете. Живая материя отличается от,не-
живой весьма активным передвижением по поверхности планеты,
могучей способностью чрезвычайно быстро размножаться. Необхо-
димо помнить также, что вымирали в основном крупные животные,
прошедшие длительную эволюцию. По уровню организации они на-
ходились на самой высокой ступени развития своей филогенетической
ветви.
Из всех возможных внешних причин всеобщею вымирания жи-
вотных единственной может быть газ. Любые изменения состава ат-
мосферы немедленно сказываются во всех экологических нишах. Как
и ныне, в геологическом прошлом атмосфера была единой по составу
в любой точке земного шара. На этом свойстве быстрого газового
обмена, по существу, и построена гипотеза Д. Н. Соболева о при-
чинах вымирания организмов. Он полагал, что в эпохи активного на-
земного вулканизма, когда в атмосфере резко возрастала роль уг-
лекислоты, сернистого, хлористого и других вредных дымов для ды-
хания животных, отдельные их таксоны погибали.
Эта гипотеза нами отвергается потому, что роль наземного вул-
62
канизма в истории Земли сравнительно невелика. Как и ныне, назем-
ные вулканы не могли принципиально изменить газового состава ат-
мосферы, поскольку СО2 немедленно вступал в реакции фотосинтеза,
а остальные газы играли ничтожную роль. Их накопление в за-
метных количествах невозможно. Заметим, что эпоха, в которой
мы живем, геологически весьма активна и если и происходит накоп-
ление сейчас в атмосфере СО2 за счет деятельности вулканов, то
оно компенсируется фотосинтезом растений. Наличие же кислых
дымов в атмосфере практически не улавливается современными ме-
тодами анализов.
А. Б. Ронов, М. И. Будыко и некоторые другие исследователи в
отличие от Д. Н. Соболева обращают внимание только на измене-
ние количественного содержания СО2 в атмосфере. Однако своими
расчетами они доказали, что на протяжении геологического развития
Земли количество выделяющейся углекислоты положительно корре-
лируется не только с объемом вынесенных на поверхность вулкани-
ческих пород, но и с площадью морей и объемом накопления кар-
бонатных пород. Поэтому усиление выделения СО2 из земных недр
в ту или иную геологическую эпоху еще далеко не значит, что в это
время происходило обогащение этим газом атмосферы, поскольку
излишек его расходовался на построение карбонатов.
Геологический материал показывает, что, как и в прошлом, ос-
новные магматические извержения наблюдаются на дне бассейнов —
морей и океанов. При этом происходит диссоциация кислых дымов,
СО2 вступает в реакции с кальцием, магнием и другими катионами
с выделением кислорода, который растворяется в глубинных водах.
После насыщения или изменения температурных условий воды кис-
лород поступает в атмосферу. Этот кислород попадает в атмосферу
в результате дегазации глубинных вод в местах их выхода на по-
верхность при различного рода вертикальных перемещениях океани-
ческих вод. Выходы холодных вод, обогащенных кислородом, ши-
роко известны на окраинах континентов.
Следует еще отметить и такие частые явления, как цунами.
Это огромной разрушительной силы океанические волны, возникаю-
щие в результате подводных землетрясений. Под их воздействием
выносятся на поверхность и переносятся массы глубинных вод. Сло-
вом, средств доставки глубинного вещества иа поверхность в при-
роде вполне достаточно.
В течение фанерозойсксй истории Земли количество продуциро-
вавшегося кислорода в расчете на современный год составляло от
2+1011 т в геократические эпохи до 2,3-10” т в эпохи талассокра-
тические. Таким образом, количество продуцировавшегося кислорода
изменялось относительно незначительно. В сближенных во времени
геологических эпохах эти величины составляли ие более 4—5 абс. %.
63
Млн. лет	Период	|	л о	Продуцирование кислорода *1011т 2,0 2,2 2,4	Рубежи смены фаун, 1-главнеиите I-второго порядка
25- fiR -	N ₽	2 1 3 2 -1-	Ч. I	।	III ши г г
				
				=1 =
	К.	2 1		
				
137 -	J	3 ~г 1		
				
				=п==
				
- 235-	Т Р	3 т 1 г 1		
				^1=
				
280- 345-	С	3		
		2 1		
				
unn -	D	3		=1=
		2 1-		
				==!===
				
				=Л==
435-	S	2 1		
				
				=1 =
	0	3 2 т		
				
				
чуи  570-	[Вендский	3 2 1		
				==Пе=
				
				=1=
				
Но, очевидно, и эти колеба-
ния существенно оказывали
влияние на развитие живот-
ного мира.
При сопоставлении кри-
вой суммарного продуциро-
вания кислорода в фанеро-
зойскую историю Земли и
рубежей вымирания живот-
ных (рис. 14) хорошо вид-
на их взаимозависимость.
Главнейшие рубежи выми-
рания животных соответст-
вуют позднему венду, ран-
нему силуру, позднему де-
вону, концу раннего — на-
чалу позднего триаса, кон-
цу позднего мела. Все они
приурочены к теократиче-
ским эпохам, т. ё. эпохам
расширения площадей кон-
тинентов и уменьшения пло-
щадей, акваторий, которые
соответствуют относитель-
ным минимумам продуци-
рования кислорода.
Рубежи второго по зна-
чимости порядка (меньше-
го) вымирания животных
также приурочены к эпохам
ослабления продуцирования
кислорода. Это время пере-
хода от среднего к поздне-
му кембрию, поздний силур,
конец раииего и начало
позднего мела, поздний па-
леоген и, наконец, поздний
неоген. Устанавливается чет-
Рис. 14. Продуцирование
кислорода и основные рубе-
жи смены фаун в фанеро-
зойскую историю Земли
64
кая корреляция между указанными явлениями. Отсюда неизбежен
вывод: изменения содержания кислорода в атмосфере в геологиче-
ском развитии Земли причинно связаны с расцветом и угасанием
многих групп организмов. В этой связи целесообразно хотя бы в
общем виде рассмотреть отношение живых организмов к изменению
состава воздуха в тех количественных пределах, в которых он мог
изменяться в различные геологические эпохи.
Исходя из наших построений максимальное уменьшение или уве-
личение в атмосфере кислорода в любой геологической эпохе по от-
ношению к предшествовавшей или будущей может быть не более
чем иа 10 %.
К настоящему времени достаточно хорошо известны реакции ды-
хательной и других систем организмов на относительно небольшие
измеиеиия парциального давления вдыхаемых газов, главным об-
разом кислорода и углекислоты. Живой организм обладает способ-
ностью приспособления к меняющимся условиям среды обитания.
Биологи и медики указывают, что эта способность обусловлена на-
личием у животных анализаторской системы рецепторов, которые
обеспечивают реакции на внешние и внутренние раздражители: тем-
пературу, звук, освещенность, запах и т. д. Организм чутко реаги-
рует и на изменения вдыхаемой им газовой смеси (воздуха), и преж-
де всего изменение содержания углекислого газа. Например, у рыб
при недостатке кислорода или при избытке углекислого газа в воде
усиливаются дыхательные движения. Чутко реагируют иа изме-
нение состава вдыхаемых газов и высшие позвоночные. В гипокси-
ческой (обедненной кислородом) среде у них увеличивается легоч-
ная вентиляция. Порогом вентиляторной реакции у человека, напри-
мер, считают содержание кислорода во вдыхаемом воздухе 16—18 %.
Минимальная концентрация углекислого газа в воздухе, при которой
отмечается вентиляторная реакция, составляет 0,4—0,7 %. В то же
время доказано, что при вдыхании чистого кислорода или гипсрок-
сических (обогащенных кислородом) смесей с содержанием О2 более
30 % легочная вентиляция человека и животных снижается. Иначе
говоря, дыхательные реакции животных приводят к заметным изме-
нениям в организме только при уменьшении количества кислорода
или при увеличении углекислого газа во вдыхаемом воздухе. Увели-
чение количества кислорода не вызывает приспособительных реакций
у животных.
Экспериментальные исследования показали, что животные лег-
че переносят относительное увеличение во вдыхаемой ими газовой
смеси углекислого газа, чем уменьшение кислорода. На небольшие
концентрации углекислого газа (до 1 %) во вдыхаемом воздухе в
газовых камерах крысы и мыши, например, не реагируют. Более то-
го, часть животных даже предпочитает слабогиперкапническую сре-
65
ду, т. е. обогащенную СО2, обычной. Признаки реакции подопытных
животных на изменение среды появляются только при достижении в
воздухе экспериментальной установки количества СО2 3—4 %. Мак-
симальной интенсивности эти реакции достигают под действием
10—12 % СО2. Такие наблюдения хорошо согласуются с поведен-
ческими реакциями животных в природе. Например, обитающие в
глубоких норах животные довольствуются атмосферой с резко по-
вышенным в ней содержанием углекислого газа.
Как известно, кислород легко проникает в почву, а из почвен-
ного воздуха углекислота выделяется с трудом. Поэтому в норах
животных содержите^ обычно воздух, несколько обедненный кисло-
родом по сравнению с поверхностным существенно обогащенный
углекислым газом — до 8 %. Так, в норах песчаных почв пустынь,
где обитают грызуны, содержание СО2 уже на глубине 51 см со-
ставляет 0,25 %, а на глубине 30 см — 0,31 %, что в 10 раз превы-
шает количество СО2 в атмосфере. В то же время высота 6000—
7000 м считается опасной для жизни животных, поскольку содер-
жание кислорода на этой высоте уменьшается до 9—10 % (в при-
вычной для нас обстановке содержание кислорода около 21 %).
Итак, можно констатировать: животные практически не реаги-
руют на довольно ощутимое увеличение (на порядок и более) ко-
личества углекислого газа в атмосфере, но чутко реагируют даже
на незначительное уменьшение в атмосфере кислорода. В последнем
случае в их поведенческих реакциях наблюдается ослабление жиз-
ненных функций.
Интересны результаты экспериментов, связанных с влиянием
пребывания различных животных в изменяющейся дыхательной сре-
де и адаптацией (приспособлением) в ней. Установлено, что более
мелкие животные не способны поглощать кислород при таком низ-
ком давлении, при котором его усваивают крупные. Эти важные
результаты исследований, полученные в нашей стране и за рубежом,
раскрывают отношение различных по массе животных к изменению
газовой среда.
Мелкие животные сильнее нуждаютси в повышенных содержа-
ниях кислорода в атмосфере, так как они обычно ведут более ак-
тивный, двигательный образ жизни.
Длительное пребывание организма в среде с пониженным пар-
циальным давлением кислорода вызывает ряд приспособленческих
сдвигов функций дыхания и связанных с ним систем: происходят
компенсаторные перестройки организма. Изменения затрагивают не
только органы дыхания, но и тканевый и даже молекулярный уро-
вни биохимических процессов. Изменяется метаболизм. Все это обу-
словливает повышение устойчивости организма к кислородному го-
лоданию.
66
Изменения, совершающиеся в организме при длительном воздей-
ствии гипоксической среды, относительно хорошо изучены на чело-
веке. У человека, независимо от его этнической и расовой принад-
лежности, с увеличением высоты над уровнем моря, т. е. с уменьше-
нием парциального давления кислорода, увеличиваются масса и длина
тела, размер грудной клетки. Но приспособительные реакции лю-
бого организма могут идти только до определенного уровня сниже-
ния кислорода, после которого регуляторные механизмы оказывают-
ся несостоятельными. Вот почему постоянное народонаселение
встречается только до высоты 4300—4500 м. И это оказалось воз-
можным в результате его постепенной адаптации.
Экспериментальные исследования и наблюдения в природе до-
казывают, что причиной эволюционных изменений организмов и вы-
мирания многих групп из них мог быть прегкде всего кислород,
количество которого в атмосфере менялось на протяжении геоло-
гической истории Земли. Эпохи вымирания проконтролированы эпо-
хами снижения продуцирования кислорода. На переходе от эпох
относительно мощного продуцирования кислорода к эпохам отно-
сительного его снижения животные организмы вынуждены были
эволюционировать, т. е. приспосабливаться к меняющемуся газово-
му режиму атмосферы. Жизнь необходимо, в первую очередь, рас-
сматривать как борьбу за газ, за кислород.
Эволюционные изменения организмов выражались в увеличении
их массы. Это обеспечивало снижение метаболизма, увеличение объ-
ема дыхательного аппарата, что приводило к усилению вентилятор-
ных реакций. Но, как уже подчеркивалось, защитные реакции в ус-
ловиях нарастающей гипоксии не могут совершаться до бесконеч-
ности. Более того, исходя из установленного биологами правила —
интенсивность метаболизма организма в общем случае пропорцио-
нальна степени 2/3 роста объема' (массы) — легко подсчитать, что
со временем наступает дискорреляция внутренней структуры орга-
низма. В физиологическом смысле организм перестает соответство-
вать окружающей среде. В этом заключается главная причина срав-
нительно быстрого вымирания многих групп организмов в их геоло-
гическом развитии. Филогенетические ветви таксонов заканчивают
свое существование всегда относительно крупными своими пред,
ставителями на том этапе, когда уменьшение кислорода в атмосфе-
ре становилось для них критическим.
Итак, кислороду обязаны и расцвет, и угасание жизни. Ои яв-
ляется ее основой.
е
67
планеты, слагалась главным образом водяными парами, углекисло-
той, азотом, водородом, аммиаком, кислыми дымами — фтористым
водородом, соляной кислотой, сероводородом, сернистым ангидри-
дом и т. д. — с примесью инертных газов — неона, гелия, аргона, ксе-
нона, криптона. Этот этап развития Земли продолжался до момента
охлаждения ее поверхности ниже +100 °C, когда водяные пары и
растворенные в них указанные химические соединения, конденсиру-
ясь из атмосферы, стали покрывать относительно пониженные участ-
ки остывающей коры, формируя первые древние водяные бассейны.
Первичная земная кора была целиком сложена базальтами и по сво-
ему химическому и минеральному составу была такой же, как ба-
зальтовый слой современных океанических впадин.
В дальнейшем этот добиогенный этап развития Земли сопровож-
дался изменениями состава атмосферы —- обезвоживанием, диссипа-
цией (улетучиванием) легких газов, например водород?, гелия. В ре-
зультате фотохимических реакций, прежде всего фотодиссоциации
воды и углекислого газа, начали появляться первые количества сво-
бодного кислорода. В добиогеииый отрезок времени его было накоп-
лено около 0,01—0,1 по отношению к количеству в современной ат-
мосфере. В добиогенный этап развития допускается и появление про-
стейшей жизни на Земле. Первые организмы были анаэробными,
т. е. они были способны жить и развиваться в средах с полным от-
сутствием свободного кислорода, подобно тому, как это имеет место
у некоторых современных бактерий. Л далее судьба кислорода тес-
но связывается с эволюцией органического мира. А. П. Виноградов
писал: «В процессе эволюции простейших организмов случайно
(разрядка моя. —• В. Б.) возникло восстановление Н2О с освобожде-
нием в качестве отброса жизнедеятельности организмов свободного
кислорода. Возникновение этого процесса изменило в равновесии ат-
мосферы и океана все и создало новую окислительную биосферу».
Это объяснение находится в противоречии с самой диалектикой
природы. Случайность никогда не вытекает из закономерного разви-
тия природы. Последняя может развиваться только по объективно
существующим законам, и любое ее явление причинно обусловлива-
ется внутренними связями, их взаимодействием. Да и трудно пред-
ставить себе, какое же количество по массе или объему живых ор-
ганизмов потребовалось бы для производства, тем более в форме
отбросов жизнедеятельности, астрономической массы свободного кис-
лорода — по меньшей мере 0,01 % по отношению к количеству его
в современной атмосфере.
По представлению голландского ученого М. Руттена, кислород в
количестве 0,001 % (уровень Юри) современной атмосферы в свобод-
ном виде за счет фотодиссоциации воды появился приблизительно
4,5 млрд, лет назад. Увеличение его количества до уровня Пастера
6
(0,01 %) фотохимическим путем происходило в течение очень'•дли»
тельного времени, соответствующего раннему и среднему докемб-
рию — около 2,5 млрд. лет. Уровень же Пастера, т. е. тот критичес-
кий уровень содержания кислорода, при котором организмы способ-
ны переключаться на дыхание, по мнению М. Руттеиа, был преодолен
в позднем протерозое —• около 1 млрд, лет назад. В фанерозое —
550—600 мли. лет назад —- в результате фотосинтезирующей биомас-
сы кислород накапливался как избыточный продукт жизнедеятель-
ности растений. Предполагается, что в отдельные этапы развития
Земли в фанерозое количество кислорода превышало его современ-
ный уровень, что основывается на палеонтологических наблюдениях.
Однако заметим, что наличие процессов фотодиссоциации воды
и углекислоты в природе не доказано, а только допускается гипоте-
тически. Процесс этот если и совершался, то чрезвычайно медленно,
а интенсивно действовавшие на Земле вулканы, выбрасывавшие
кислые дымы, жадно реагирующие с окислителями, естественно, ие
могли способствовать накоплению свободного кислорода в атмосфере.
Иными словами, невозмо?кно, себе представить, как могли бы со-
храниться и более того накапливаться в течение геологически дли-
тельного времени малые дозы свободного кислорода, медленно высво-
бождавшиеся фотохимическими реакциями, в окружении больших
масс кислых дымов. Достижение в атмосфере количества кислорода
уровня Пастера или Юри означает соответственно 10ls и 1012 т. Ве-
личины огромные.
А. П. Виноградов ие раз подчеркивал, что если когда-либо и об-
разовывалась кислородная атмосфера путем фотодиссоциации воды,
то она не сохранилась, а иыне не образуется, поскольку изотопный
состав современного кислорода атмосферы не отвечает изотопному со-
ставу кислорода воды. Изучение самых разнообразных изотопных
равновесий кислорода в природе позволяет пока сделать единствен-
ный вывод: мы еще очень далеки от истины, приближающей нас к
научно обоснованному пониманию происхождения атмосферного кис-
лорода.
На сегодня известно, что кислород современной земной атмосфе-
ры на 2,3 % тяжелее кислорода фотосинтетического. Следовательно,
помимо фотосинтеза должен быть еще какой-то другой источник
кислорода, поставляющий его в атмосферу. И этот источник не фо-
тосинтетический, поскольку он поставляет кислород тяжелый по изо-
топному составу, а, судя по расчетам, мощность его по продуциро-
ванию однопорядковая с фотосинтетическим. На возможность по-
ступления утяжеленного кислорода в атмосферу путем фотодиссо-
циации углекислого газа (СО2) в верхних слоях атмосферы указы-
вали А. П. Виноградов, В. М. Кутерии и И. К. Задорожный (Инсти-
тут геохимии и аналитической химии АН СССР). Однако их же рас-
7
ГРОЗА
и жизнь
Главному по массе и объему газу атмосферы—азоту очень не ве-
зет. Его обходят вниманием естествоиспытатели. Во всяком случае,
когда речь идет о роли атмосферы Земли в геологических и био-
логических процессах, обычно рассматриваются и обсуждаются два
газа — кислород и углекислый газ. Так же как и кислороду, угле-
кислому газу посвящена обширная литература, и, кажется, трудно
найти неосвещенные аспекты деятельности его в вулканических про-
цессах, осадочном породе- и рудообразовании, фотосинтезе, гниении,
горении и т. д. Но вот азот в этом отношении практически остается
совершенно неизученным-, неизвестна его роль в геологических про-
цессах, его геохимия. Этому в немалой степени способствует уко-
ренившееся представление об азоте как о нейтральном химическом
элементе в обычных условиях.
АЗОТ — химический элемент V группы периодической системы
элементов Д. И. Менделеева. Порядковый номер 7, атомная масса
14,008, химический индекс N. В обычных условиях — газ без цвета,
запаха и вкуса, химически мало активен, что, видимо, и определило
его название (в переводе с греческого — «нежизненный», т. е. «не
поддерживающий жизни»). С химическими элементами азот вступа-
ет в реакции в условиях высоких температур или при высоких дав-
лениях в присутствии катализаторов. На Земле распространен край-
не неравномерно. В литосфере его содержания (%) оцениваются
всего лишь в Ы0“‘, в гидросфере—ЫО-5, в то время как в ат-
мосфере они составляют более 75 %, что соответствует массе поряд-
ка 4 • 1015 т.
В водах современного Мирового океана азота растворено около
13 мг/л. Величина эта довольно постоянна. Поскольку Мировой
океан содержит примерно 1,4-Ю*8 т воды, содержание растворенно-
го в ием азота составляет около 1,8- 10э т.
За исключением короткой заметки академика А. Е. Ферсмана,
в геологической литературе нет работ по геохимии азота.-Дот что
писал А. Е. Ферсман об азоте: «Мы совершенно не знаем роли азо-
68
та в глубинных процессах Земли, нам не известно ин одно первич-
ное соединение азота; мы даже склонны думать, что нет азотиых
соединений в условиях более высоких температур, отвечающих глу-
бинным зонам земной коры. Все пути миграции азота сводятся к
гипергенному циклу реакций, в которых участвует азот воздуха и
которые фиксируют последний в виде аммиачных, азотнокислых или
азотистых солей по преимуществу щелочных металлов. Эта фикса-
ция носит на 90 % характер биохимический, так как реакции не-
посредственного окисления азота воздуха электрическими разряда-
ми связаны лишь с тропическим и отчасти с пустынным климатом.
Надо думать, что в области геохимии азота мы имеем еще ряд
совершенно неразгаданных черт, которые совершенно иначе ра<>
шифровывают пути его миграции, чем мы это думаем сейчас» *.
Трудно, конечно, представить, чтобы природа была столь не-
разумной, создав огромную массу азота в атмосфере только для
балласта.
В жизни живой материи азот играет выдающуюся роль, являясь
непременной составной частью белка. Его содержания в белке со-
ставляют 15—19 %.
В земной коре азот известен в виде ионов NOJ" и Мине-
ралы нитратной группы (соли азотной кислоты) встречаются редко.
Чрезвычайно легкая растворимость в воде не способствует сохране-
нию их в ископаемом состоянии. В современных условиях они встре-
чаются в пустынях в форме нитратов калия и натрия, реже щелоч-
ных земель — магния, кальция, бария и очень редко (в зонах окис-
ления медных месторождений в пустынях) в форме нитратов меди.
Месторождения и проявления нитратных минералов (селитр) из-
вестны в пустынях Чили, Индии, Египта, в пустыне Сахара и в не-
которых других районах мира.
NH« входит в состав нашатыря — NH4C1, который образуется
при подземных угольных пожарах, а также в бурых углях и продук-
тах сольфатар в виде аммонийных (аммиачных) квасцов —
NH4A1[SO]i2- 12Н2О. Эти образования крайне редки. Очень редко
образуются и нитриды — соединения азота с металлами; например,
сидеразот Fe5N2 отмечен на застывшей лаве вулканов Этна и Ве-
зувий.
Казалось бы, что азот в силу своей инертности и редкой встре-
чаемости в минеральном царстве играет незначительную роль в гео-
логических и биологических процессах. В то же время его большие
содержания в живом веществе заставляют думать об интенсивных
реакциях атмосферного азота с живой материей.
Анализ показывает, что азот атмосферы играет огромную роль
• Ферсман А. Е. Избр. труды, т. V. М., Изд-во АН СССР, 1969, с. .68.
69
и в геохимических процессах, активно участвуя в дифференциации
минерального вещества, с одной стороны, в синтезе органических
веществ — с другой. Последнее обеспечивается биохимическими реак-
циями.
Известно, что азот участвует в фотосинтезе, синтезе белков н
нуклеиновых кислот. Следовательно, без азота жизнь в том виде, в
каком мы ее знаем, невозможна.
Основными усвояемыми формами азота являются иоиы NO^~ и
NH^, но оптимальные соотношения нитратных и аммиачных форм
для жизнеобеспечения растений пока не выяснены. Наблюдениями
установлено, что некоторые виды микробов в почвах и клубенько-
вые бактерии, развивающиеся на корнях бобовых культур, связыва-
ют атмосферный азот. Отмирание и разложение микроорганизмов в
дальнейшем, как предполагают специалисты, приводят к образова-
нию азотистых соединений в виде аминокислот, часть которых вновь
становится питательной средой, другая, подвергаясь сложнейшим
преобразованиям (аммонификация, образование солей аммония, нит-
рификация аммиака), становится питанием растений. В такой длин-
ной цепи преобразования атмосферного азота в питательную форму
для высших растений только часть образующегося в почве аммония
может подвергаться нитрификации. Однако агрохимическая практи-
ка показала, что нитратная форма азота является наиболее прием-
лемой пищей растений. Установлено также, что усвояемость расте-
ниями азота в аммиачной форме контролируется узкой «вилкой» со-
стояния pH (показатель водородных ионов) почвенных растворов,
в частности, в кислой среде усвояемость аммиака резко ухудшается.
В то же время реакции среды не влияют на усвоение растениями
аниона NOJ'.
ч Исходя из принципа целесообразности, заложенного в природа,
должен существовать по меньшей мере и другой источник азотного
питания растений, более короткий в системе «атмосфера—биосфера».
Таким источником может быть прежде всего ионизированный азот
воздуха.
Известно, что при грозовых разрядах воздух ионизируется с
образованием активных ионов азота. Из наблюдений установлено,
капли дождя содержат растворенную в них кислоту. Но этот по-
стоянный источник нитратной формы азота пока остается за преде-
лами внимания геологов, геохимиков, почвоведов н агрохимиков.
Пока не оценена роль атмосферного азота ни в процессах выветри-
вания горных пород, ни в почвообразовательном процессе, ни в пи-
тательном балансе растений.
Кому приходилось бывать в сезон дождей в приморских об-
ластях тропических стран, тот знает, какой силы и как часто бы-
70
вают здесь грозы, обычно сопровождающиеся ливневыми дождями.
Нередки сильные грозы и в степных районах средних широт. Дож-
ди эти кислые.
Вспомним школьный опыт. Если в закрытом сосуде пропустить
электрический ток таким образом, чтобы между оголенными прово-
дами появились искровые разряды, то в этом «пустом» сосуде’ об-
разуется газ бурого цвета с резким зацахом. Это под воздействием
электрических разрядов ионизировались молекулы азота воздуха,
а к ионам азота присоединился воздушный кислород. В результат
образовались оксиды азота: сначала NO, затем NO2. Если же воз-
дух был влажным, то вскоре образуется и азотная кислота HNO3
Таким образом в школе учитель нам моделировал механизм образо-
вания грозы, а с. ее помощью — образование оксидов и азотной кис-
лоты.
Австралийские ученые Баас Бекииг, И. Р. Каплан, Д. Мур за-
мерили pH дождевых вод Нигерии, который оказйлся равным 3.
А это значит, что в одном литре дождевого раствора содержание
азотной кислоты составляет 63 мг. Есть сведения, что количество
выпадающей с дождями азотной кислоты на Индокитайском полу-
острове в год составляет 3,5 т, а в районе г. Ханоя (ДРВ) — до 7 т
на 1 км2 площади и т. д. В среднерусской полосе в год выпадает
до 15 кг азотной кислоты на 1 га площади, или до 1,5 т на 1 км2.
Эти районы по материалам Всемирной метеорологической организа-
ции входят в зону, .где число грозовых дней в году составляет
20—60.
На земном шаре за час происходит около 3 000 гроз с общим
числом молний около 100 тысяч. В среднем грозовом облаке в об-
щей сложности перемещается около 100 тыс. т воды: грозовые об-
лака играют роль генераторов электричества в атмосфере. Разряд
молний происходит при напряженности электрического поля атмо-
сферы до 30 000 В/см в сухом воздухе и 10 000 В/см при дожде или
в облаке. Это дает величину разности потенциалов на пути молнии
порядка 10 мли. В и ток силой 200 000 А. Возникающие высокие
температуры приводят к ионизации газов, содержащихся в воздухе.
В результате создаются азотная и азотистые кислоты, которые затем
связываются влагой осадков и тонко распыленной в атмосфере ам-
миачной пылью в азотнокислый аммиак. Последний выпадает с
осадками на земную поверхность в примерной концентрации 0,4—
16 мл/л. Эти данные заимствованы из работы И. Блютгена, бази-
рующейся на результатах информации специальных регистраторов
молний, установленных на Земле с 1956 г.
Цифры впечатляющие. Конечно, такие огромные количества вы-
падающих на поверхность Земли соединений активнейших азотистых
соединений, преимущественно в виде азотной кислоты, не могут не
71
оставить своего следа. Безусловно, иои NOJ* становится тем пита-
тельным азотным компонентом, в котором нуждаются все растения.
Но дело не только в этом. Роль азотной кислоты в питательном
балансе много разнообразнее, и с нашей точки зрения, является
основополагающей в жизни биосферы.
Давайте проследим за динамикой грозовых явлений, соответст-
венно за динамикой подачи азотной кислоты и других соединений
азота, влияющих иа развитие биосферы.
В северной части земного шара, в пределах низких и средних
широт, грозы проходят в основном с апреля по сентябрь с максиму-
мом в июле.
На рис. 15 показано количество поступающих азотистых веществ
и влаги в почвы Индокитайского полуострова в динамике, по П. Фа-
гелеру — известному немецкому исследователю тропических и суб-
тропических почв. В сумме за год здесь приходится 30—35 кг азот-
ной кислоты на 1 га, одновременно с кислотой поступает 10—15 кг
аммиака. Следовательно, всего азотистых соединений в почвы Индо-
китая в год поступает около 50 кг при общем количестве выпа-
дающей влаги около 2600 мм. Из рисунка видно, что соответствую-
щие кривые содержания влаги и азотистых веществ коррелируются
между собой положительно: увеличение одного компонента влечет
за собой увеличение других, и наоборот, что является следствием
тесных взаимоотношений выпа-
Рис. 15. Годовая динамика по-
ступления осадков и азотистых
соединений в результате грозо-
вых разрядов в почвы Индоки-
тайского полуострова:
I —.осадки, мм; 2 — азотная кисло-
та, Кг; 3 — аммиак, кг
дающих водных осадков и гро-
зовых явлений, обеспечиваю-
щих ионизацию атмосферных
газов и синтез азотной кислоты
(возможно, азотистой) и ам-
миака в приэкваториальных
областях. По графику нетруд-
но рассчитать, что на каждый
килограмм (литр) дождевой
воды приходится в среднем
около 2 мг азотистых веществ
преимущественно в виде азог-
иой кислоты.
Анализируя рисунок, сле-
дует обратить внимание и на
следующую взаимосвязь.
В весенне-летний период
(апрель—август), когда проис-
ходит наиболее интенсивное
развитие растений: рост, цвете-
'ние, завязь плодов, т. е. в пе-
72
ридд наиболее активного развития жизненных процессов биосферы,
наблюдается и усиление синтеза азотистых веществ в атмосфере, не-
обходимых для обеспечения этих процессов.
В летне-осенний период, когда в природе происходит спад био-
логических процессов в растительном мире, наблюдается и замедле-
ние синтеза азотистых соединений. Процессы эти, таким образом,
взаимообусловлены, они имеют глубокую внутреннюю связь, отра-
жая общий ход развития природы.
При более детальном рассмотрении указанных процессов обна-
руживаются новые, очень глубокие связи, порождаемые действием
азотной кислоты на биосферу через литосферу. Можно легко про-
следить, что атмосферный азот посредством азотной кислоты актив-
но участвует практически во всех видах минерального питания рас-
тений.
Азотная кислота — сильнейшая из минеральных кислот. Она спо-
собна растворять практически все минеральные соединения, слагаю-
щие литосферу. Поэтому, поступая на поверхность Земли в виде
водного раствора (дождевого), она не только сама становится пищей
растений в виде иона NOJ" в результате диссоциации HNO3, но и
вступает в обменные реакции с твердой фазой почвы. В этих реак-
циях заключена вторая важнейшая роль азотной кислоты в жизни
растений, что также является отражением природных связей и вза-
имодействий в системе атмосфера — литосфера — биосфера. Целесо-
образность этих реакций заключается в высвобождении питательных
веществ, заключенных в минеральной части почвы, а главным обра-
зом в породах зоны гидролиза. Из недоступного состояния зольные
элементы становятся доступными для питания растений.
Сказанное проиллюстрируем на примере трех элементов — фос-
фора, калия и кальция, составляющих основу в балансе минераль-
ного питания растений. По классификации агрохимиков это главные
зольные элементы питания растений.
Фосфор в подавляющем большинстве случаев в горных породах
присутствует в виде фторапатита Ca6[PO4]3F, хлорапатита
Са5[РО4]3С1 и гидроксила патита Са5[РО4]3ОН. Все эти минералы
нерастворимы в воде, но хорошо растворяются в неорганических кис-
лотах. На этом свойстве и основано производство главного фосфор-
ного удобрения — моиокальцийфосфата (суперфосфата) Са[Н2РО4]3,
который является водорастворимым соединением.
В природных условиях моиокальцийфосфат образуется в ре-
зультате взаимодействия апатита и азотной кислоты по реакциям:
2CaB[POJs F + 14HNO3 = ЗСа(Н2РО4)2 + 2HF
фторапатит	моиокальцийфосфат	/
или без выделения HF
6—917
73
2Ca5(PO4] F + 12HNO3 = 3Ca(H2PO4)2 + 6Ca(NO3)2 + CaF2;	(1)
2Ca(PO4] OH 4- 14HNO3 = 3Ca(H2PO4)2 + 7Ca(NO3)2 + 2H2O. (2)
гидроксиапатит	моиокальцийфосфат
Из уравнений (1) и (2) видно, что природные минералы фос.
фора в результате взаимодействия их с азотной кислотой обеспечи-
вают получение водорастворимых соединений фосфора и кальция,
которые являются доступной пищей растений. Диссоциация азотно-
кислого кальция, кроме того, обеспечивает азотное питание расте-
ниям.
Наиболее распространенными носителями калия в горных по-
родах являются полевые шпаты: ортоклаз, микроклин, санидин с
одинаковой химической формулой — K[AlSi3O8]; калийсодержащие
слюды и гидрослюды: флогопит, биотит, мусковит, глауконит; лейцит
и некоторые другие минералы. Конечным продуктом выветривания
их является каолинит, а в исключительных случаях (в тропических
условиях) — гиббсит.
Реакции полевых шпатов с азотной кислотой представляются в
следующем виде:
4 К[AlSi3O8] + 4HNO3 + 2Н2О - Al4[Si4Oj0]OH8 + 8SiO2+4KNO3,
ортоглаз	кбоЛйвй*
(3)
2K[AlSi3O8] + 2HNO3 + 2Н2О - А12С„- Н2О + 6SiO2 + 2KNO3.
ортоглаз	гиббсит	(4)
Азотнокислый калий в результате диссоциации обеспечивает и ка-
лийное, и азотное питание растений.
Таким образом, азот атмосферы далеко ие нейтральный газ. Как
кислород и углекислый газ, ои играет выдающуюся роль в геохими-
ческих процессах, а также в биологических, главным образом в жиз-
необеспечении. Ионизируясь под влиянием грозовых разрядов, азот
с дождевыми каплями образует сильнейшую из всех существующих
минеральную кислоту. В результате ее диссоциации анион кислотного
остатка становится готовым питательным компонентом растений, а в
результате химических реакций с минеральной частью почв и под-
почвенных минеральных масс кислота образует доступные для пи-
тания растений калийные, фосфорные, кальциевые и другие необхо-
димые соединения. Есть все основания полагать, что перераспреде-
ление (вынос и накопление) химических элементов и их соединений
в экзогенных условиях в настоящее время, равно как и во все ми-
нувшие геологические эпохи, осуществляется не только известными
агентами выветривания (вода, кислород, углекислота, температура
и др.), но и атмосферным азотом.
74
Есть много оснований полагать, что роль молекулярного атмо-
сферного кислорода как единственного окислителя горных пород и
минералов на земной поверхности преувеличена. Как это видно из
уравнений (1)—(4), продукты высших окислов в корах выветривания
могут легко образовываться реакциями с азотной кислотой, посто-
янно атакующей литосферу в виде водных растворов — грозовых
дождей. Не исключено, что естественный окислительный потенциал
природы на поверхности Земли в основном и ограничивается атмо-
сферными новообразованиями — ионами кислорода (продукт распа-
да озона — О3) и азотной кислотой, постоянно возникающими при
грозовых разрядах. Иначе трудно объяснить существование самой
кислородной атмосферы Земли при резко иедоокисленной верхней
пленке литосферы, что мы наблюдаем и ныне, и в любом геологиче-
ском прошлом.
Чтобы понять роль азотной кислоты в жизни растений, а в бо-
лее широком смысле — в жизни биосферы, привлечем некоторые
расчеты.
Из только что приведенных уравнений (1) и (2) легко подсчи-
тать, что каждый грамм азотной кислоты способен разложить 1,33 г
фторапатита или 1,11 г гидроксиапатита. Соответственно будет об-
разовано следующее количество питательных легко доступных для
растений минеральных веществ; монокальцийфосфата — 0,92 г
(Р2О5—0,56 г) и 0,79 г (Р2ОБ— 0,48 г) и, кроме того, в обоих слу-
чаях 1,3 г азотнокислого кальция. Много это или мало? Посмот-
рим на примере основной и хорошо нам известной культуры — пше-
ницы.
С каждой тонной урожая пшеницы из почвы (т. е. из самой верх-
ней пленки литосферы) выносится 10—13 кг Р2О5. Такое количество
ее могут обеспечить 20—22 кг азотной кислоты из минералов апа-
титовой группы, практически всегда содержащейся в почве и под-
почвенных горизонтах пород.
Из уравнения (3) также можно рассчитать, что каждый грамм
азотной кислоты способен разложить 4,41 г калиевого полевого шпа-
та. При этом будет произведено (образовано) питательных продук-
тов в виде азотнокислого калия 1,6 г, или в пересчете на К2О —
1,4 г. Судя по имеющимся материалам для каждой тонны пшеницы
требуется около 20 кг К2О. Для «наработки» такого количест-
ва К2О6 из полевого шпата нужно всего лишь 15 кг азотной кис-
лоты.
Таким образом, для урожая пшеницы массой в 1 т без учета
других поступлений требуется около 35 кг азотиой кислоты, чтобы
высвободить из минеральной фазы почвы и ее субстрата необхо-
димое количество главнейших элементов питания — фосфора и
калия.
6*
75
Необходимо отметить, что наибольший привнос зольных эле-
ментов питания из почв в растения «предусмотрен» природой в лет-
ие-осеиний период года, когда они необходимы главным образом для
формирования белков, крахмала, углеводов в плодах, клубнях и
корнях.
Геохимикам хорошо известно, что в этот период с прекраще-
нием дождей наблюдается подсыхание верхней пленки земной по-
верхности (почвы) и происходит усиление подтока соединений золь-
ных элементов по капиллярам из зоны гидролиза — зоны разложе-
ния пород.
Мы провали серию экспериментов по выяснению роли азотной
кислоты, которая всегда содержится в грозовых дождях. На одно-
летних сельскохозяйственных культурах — томатах, огурцах, овсе,
гречихе изучались свойства слабых водных растворов кислоты в
концентрациях, близких к природным, — к дождевым растворам.
Было установлено, что добавление «гомеопатических» доз азот-
ной кислоты резко меняет концентрацию водородных ионов. Так, при
общей минерализации воды около 0,5 г/л с характеристикой pH
около 7,5 добавление азотной кислоты в количестве 0,5—0,6 мл/л
понижает значение pH до 2,5—2,0. Иначе говоря, кислотность воды
возрастает в 100 тысяч раз. Следовательно, резко возрастает агрес-
сивность водного раствора. Полив сельскохозяйственных культур та-
ким раствором (по характеристике pH он близок к тропическим гро-
зовым дождям) обеспечивал повышение урожайности поливных
культур на 25—200 %. Оказалось, что лучшие результаты достига-
ются в тех случаях, когда почвы не удобрены или удобрены относи-
тельно слабо: на переудобренных почвах для кислоты не было «ра-
боты». Кроме того, на бедных почвах при поливе их подкисленным
раствором увеличивается масса и глубина проникновения корневой
системы культур.
Эти опыты показали громадную роль азотной кислоты, в жизни
растений. Без вмешательства человека грозовые дожди способны
обеспечить и азотное, и калийное, и фосфорное, и кальциевое пита-
ние растений. Создались предпосылки для более внимательного изу-
чения существующего понятия «плодородие почв». В это понятие
следует вкладывать не только количественные запасы фосфора, ка-
лия или азота, находящиеся в обменном комплексе почв, но глав-
ное, учитывать соотношения этих элементов в почве и в подпочвен-
ных горизонтах на-данном конкретном участке литосферы. Любой
такой естественный участок покрыт растительностью, соответствую-
щей соотношению элементов минерального питания слагающего его
природного комплекса. Неплодородных земель не существует, есть
земли, не соответствующие тому или иному естественному или ис-
кусственному ценозу.
76
Почва всегда плодородна для одних культур, малоплодородна
для других и совершенно не плодородна для третьих. Например, сос-
на обыкновенная никогда не произрастает на доломитовом или из-
вестняковом субстрате, ио охотно занимает песчаные места или
районы развития гранитов, ель всегда предпочитает тяжелые за-
иленные участки, особенно по долинам рек и ручьев, ковыль — су-
глинистые водораздельные пространства и т. д.
Такая география размещения определена прежде всего мине-
ральным и химическим составом субстрата. Смена естественных це-
нозов в природе определяется сменой полей распространения мине-
рально-геохимических ассоциаций, проще говоря, сменой типов по-
род, или их минерального состава. Разумеется, речь идет о единых
географических зонах.
Однако человек ие всегда удовлетворен естественным плодоро-
дием почв и набором произрастающей иа ней растительности. В этом
случае он стремится искусственно создать оптимальные условия для
обеспечения больших урожаев сельскохозяйственных культур. Сред-
ством повышения плодородия является внесение в почву органичес-
ких и минеральных удобрений.
Внесение органических удобрений — возврат отторженного —•
древнейший способ повышения или сохранения плодородия эксплуа-
тируемых земель, в основе которого — стремление сохранить
природу.
Внесение же минеральных удобрений — вмешательство в сло-
жившиеся в природе внутренние многовековые связи. Применение
различных видов, искусственных удобрений может быть оправдано
только в том случае, если их питательные вещества строго сбалан-
сированы с жизненными потребностями растений, с особенностями
их вегетационного периода развития, с положительным действием и
последующим влиянием выращиваемой продукции на организм по-
требителей. Нарушение этой целесообразности приводит к необра-
тимому процессу разрушения природы.
Так, постоянно вносимые в почву легко растворимые минераль-
ные удобрения, в том числе азотные, фосфорные н калийные, легко
вымываются поверхностными водами и мигрируют в виде идовитых
для животного мира соединений в ближайшие водоемы и водотоки,
заражая тем самым окружающую среду. Поэтому вместо водораст-
воримых минеральных удобрений, там где это необходимо, следует
вносить природные нерастворимые в воде минеральные концентраты,
заключающие питательные элементы растений. Например, в качест-
ве калийных удобрений следует рассматривать концентраты калие-
вых полевых шпатов, лейцититов и т. д. В качестве фосфорных —
фосфориты, апатиты, вивианиты и др. Можно не сомневаться, что
внесение их в научно обоснованных нормах повысит урожайность
77
сельскохозяйственных культур. Если почву поливать слабым раство-
ром азотной кислоты в концентрациях, близких к природным, напри-
мер, в грозовой дождливый год (естественно, такие поливы должны
быть скорректированы), то расход питательных веществ будет эко-
номным, природным за счет медленного их растворения азотной кис-
лотой.
Это принесет, безусловно, неоценимый положительный эф-
фект, поскольку будут выправляться уже нарушенные связи при-
родных экологических систем.
СТАБИЛЬНОСТЬ
ДОСТИГАЕТСЯ
ДВИЖЕНИЕМ
«•
Наш рассказ подходит к концу. И, как водится, необходимо подвести
итоги, чтобы сформулировать главную мысль.
Начнем с частных обобщений.
Первый кислород, как и другие газы (азот, благородные, угле-
кислый), появился в результате дегазации базальтовой магмы. В сво-
бодном виде он продолжает поступать из земных недр и в настоя-
щее время. Время накопления его в количестве, необходимом для
жизнеобеспечения организмов и окислительных процессов неживой
материи, относится к начальным этапам геологического развития
планеты — очевидно, 4,5—-4,0 млрд, лет назад. Этот вывод основы-
вается на данных анализов газовой составляющей вулканических из-
вержений. Наряду с перегретыми водяными парами, углекислотой,
кислыми дымами, благородными газами аналитики часто отмечают
наличие свободного кислорода, но принимают его без каких-либо до-
казательств за газ современной атмосферы и исключают из рассмот-
рения при характеристике глубинных вулканических газов.
В минеральных комплексах базальтов по сравнению с их глу-
бинными аналогами (габбро) всегда содержится меньше связан-
ного кислорода. Следовательно, жидкий магматический рас-
плав до начала кристаллизации содержит кислород в свободном ви-
де. В случае кристаллизации базальтовой магмы на глубине, т. е. от-
носительно медленной кристаллизации, когда формируются полно-
кристаллические породы (интрузии), кислород сравнительно полно
расходуется на окислительные процессы. При быстром же излиянии
магмы кислород не успевает прореагировать с ее материалом и не-
доизрасходованные таким образом на окислительные процессы оста-
точные количества его улетучиваются, попадая или непосредственно
в атмосферу (при наземных извержениях магмы), или в воды морей
и океанов (при подводных излияниях магмы), в в последующем
также в атмосферу. Базальты в общем случае как минимум на 0,4—<
0,5 % содержат кислорода меньше своих глубинных аналогов.
79
Земная кислородная атмосфера формировалась на первых ста-
диях своего развития в основном за счет эидогевного (глубинного)
кислорода, промежуточным коллектором которого были океанские и
морские воды. Кислород, поступавший непосредственно в атмосфе-
ру вместе с другими 'газами, объем которых всегда во много крат
больше, расходовался на их окисление. Насыщение и пересыщение
кислородом вод в палеоокеанах и морях происходило так же, как
это происходит и в настоящее время в придонных водах, особенно
интенсивно в районах распространения рифтовых зон. Крупные мор-
ские трансгрессии способствовали быстрому переходу больших раст-
воренных в воде масс кислорода в праатмосферу.
Кислород фотосинтетический (биогенный) появился несколько
позднее. Этот вывод вытекает из результатов работ палеонтологов.
Сравнительно недавно в породах возраста около 3,5 млрд, лет впер-
вые были обнаружены остатки синезеленых водорослей. Но кто мо-
жет утверждать, что эти породы самые древние на Земле, заключа-
ющие остатки фотосинтезирующих организмов? Сейчас мы можем
говорить лишь о том, что из всех известных образцов горных пород,
покоящихся на столах и в лабораториях ученых на сегодня—это са-
мые древние образцы, в которых посчастливилось установить остатки
продуцентов биогенного кислорода. Вспомним, что еще каких-то два-
три десятка лет назад из университетских курсов по исторической
геологии преподаватели добросовестно внушали нам, что жизнь как
особая форма движения материи, в силу своего медленного зарож-
дения и эволюции могла появиться не ранее позднего протерозоя.
Теперь же появились бесспорные доказательства для утверждения,
что фотосинтез (!) начался в глубоком архее, очевидно, иа уровне
4,0—3,5 млрд. лет.
Два постоянно действующих источника атмосферного кислорода
стали составной частью механизма развития планеты в ее геологи-
ческом отрезке времени. Связи, установившиеся с общим ходом раз-
вития разновеликих процессов на планете, определили соотношение
эндогенного и экзогенного, т. е. глубинного и фотосинтетического
кислорода в атмосфере, его изотопный состав, направленность раз-
вития живой материи, интенсивность окислительных процессов в оп-
тимальных пределах сохранения и развития природы. На протяже-
нии всех геологических эпох состав воздуха атмосферы был в общих
чертах тем же, что и ныне.
Так же как и кислород, и углекислый газ, атмосферный азот иг-
рает огромную рель в геохимических процессах и в жизни биосферы
Ионизируись в результате грозовых разрядов, молекулярный,
инертный в обычных условиях азот воздуха переходит в активное со-
стояние и в результате химических реакций образует с атмосферны-
ми осадками азотную кислоту, которая во взаимодействии с мине-
80
ральиыми массами литосферы обеспечивает питательную среду рас-
тений в виде азотнокислых солей калии, кальция и др. Последнее
обстоятельство имеет принципиальное значение при решении гене-
тических вопросов элювиальных месторождений многих полезных ис-
копаемых, включая и бокситы. Азотная кислота — постоянно действу-
ющий, но практически еще совершенно не изученный агент выветри-
вания горных пород. Мало мы знаем еще и о роли ее в жизни
биосферы.
Все геологические процессы находятся в определенном взаимо-
действии и взаимообусловленности. Глубочайшие связи установились
между разноранговыми по уровню организации геологическими яв-
лениями, в том числе и рассмотренными нами, такими, как базальто-
идный и граннтоидный магматизм, морские трансгресии и регрес-
сии, окислительные процессы, формирование земной атмосферы в
целом и отдельных ее составляющих, эволюционные и революцион-
ные изменения биосферы и т. д. Эти формы движения материи поддер-
живают и установившееся равновесие между различными источни-
ками продуцирования кислорода. Происхождение, развитие и срав-
нительное постоянство состава атмосферы есть суммарный эффект
общего хода развития множества разнородных процессов, постоян-
но совершающихся на Земле.
Графически для наглядности эти связи во времени можно пред-
ставить в виде результирующих кривых. На рис. 16 показаны мес-
то и время наиболее значительных событий на Земле, происшедших
в фанерозойскую историю ее развития, т. е. в последние 550—
600 мли. лет. Основными материалами для построения графика пос-
лужили исследования Н. М. Страхова, М. М. Рубинштейна,
Л. Ш. Давиташвили, Д. Н. Соболева, В. П. Казаринова, А. В. Вана
н автора.
На основании определения абсолютного возраста фанерозойских
гранитов М. М. Рубинштейн пришел к выводу о строгой периодич-
ности и синхронности гранитообразоваиия и метаморфизма пород на
всех континентах мира. А, В. Ван показал широкое участие вулка-
нического пепла в строении осадочных пород палеозой и мезозоя,
особо подчеркивая, что базальтоидный материал всегда или почти
всегда присутствует в трансгрессивных, а пеплы кислого состава —
в регрессивных осадках.
Кривые изменения соотношения площадей развития морских и
континентальных осадков в фанерозое построили для всего мира
Н. М. Страхов, а для территории Советского Союза В. П. Казаринов.
Оии получили удивительно сходные результаты, свидетельствующие
о синхронности развития трансгрессий и регрессий на огромных тер-
риториях, включая различные континенты.
Многие литологи, особенно сибирской школы, доказывают, что
81
Млн. лет	Период	Эпоха	'g С 5 X л 0 Ct е	к 3 X сП со LO СО S.	Эпохи усиления базальтоидного вулканизма	Палеогеогра- фическая характерис- тика 25 50 75%	Продуци- рование кислорода Х10,1Т 2,0 2,2 2,4		Эпохи усиления процессов выветривания	Рубежи смены фаун 1-главнейшие 1-второго порядка'
	N	.2- 1 .			—								ТТ
						— —I-J	1 *	1	я				
	₽	3 2 -1-	—			кин । имен id миРа	О I			
										=1=
оо 132 -	К	2								
										
		1	—							
										
						Площадь				—J	 тг
	J	3								
		~Z_ 1			—					
											т	
185 235-	т	3								
											1 —
		2 1								
										
280 -	р	2 1								
										
										L тг - 1
										к —к—
	с	3	—						——	
		2 1			—					
										
400	D	3 2 1								11 тг
										
										11 тг
						ат'оплён'ной суши | W				
										11 —I—
U4fi -	S	2								
		1			—					
										
wo -	0	Н N Iй!									E—
							ИЯ			—	
						Ж,,₽к? -х,.				—л—
570	е 1Х	3 2 1	—							
										—I—
	Венде!									
Рис. 16. Основные геологические события в фанерозойскую историю
Земли
82
все известные коры выветривания и продукты их ближайшего пере*
отложения приурочены к строго определенным стратиграфическим
уровням.
По литолого-геохимическим характеристикам пород с привле-
чением палеонтологических методов делаются небезуспешные по-
пытки стратифицировать разрезы осадочных толщ н проводить их
межрегиональные сопоставления и корреляцию. В природе коры вы-
ветривания и продукты их переотложения выражены в виде гори-
зонтов каолинитов, бокситов, окисных железных руд, кварцевых
песков, песчаников и некоторых других образований.
В связи с изменениями живых организмов, вернее, в связи с при-
чинами вымирания их с изменениями продуцирования кислорода в ис-
тории Земли обратим внимание читателя на удивительную гармонию,
казалось бы, совершеиио разнородных природных феноменов.
Наблюдается тесная во времени связь эпох относительного уве-
личения продуцирования кислорода с эпохами усиления морских
трансгрессий, базальтоидного вулканизма, кор выветривания, с од-
ной стороны, эпох относительного спада продуцирования кислорода,
гранитообразования, вымирания отдельных, таксонов животного ми-
ра — с другой. И если роль базальтоидного вулканизма, морских
акваторий в развитии кислородной атмосферы уже нам понятна, то
роль выветривания и гранитообразования следует пояснить.
Выветривание горных пород — это прежде всего их окисление,
связанное с поглощением кислорода. Иначе говоря, образование про-
дуктов кор выветривания всегда связано с расходом кислорода.
В этой связи понятна их приуроченность к эпохам относительного уси-
ления продуцирования свободного кислорода. Пока в качестве до-
гадки можно отметить и возможность более активного проявления
в эти же эпохи грозовых атмосферных разрядов. И вот почему. Ба-
зальты — породы высокожелезистые, следовательно, сравнительно вы-
сокомагнитные. Содержание окисных и закисных форм железа в них
в 3—4 раза больше, чем в породах кислых (например, в гранитах).
Можно думать, что, как и в настоящее время, базальтовые плато
обладали большей притягательной силой грозовых разрядов, чем по-
верхности территорий Земли, сложенные маложелезистыми породами.
А если это так, то продукты грозовых атмосферных разрядов в виде
активного кислородного атоца и азотной кислоты (равно как и азо-
тистой) чаще атаковали поверхностные породы литосферы и вступали
с ними в окислительные реакции. В эпохи регрессии, с которыми сви-
зано некоторое ослабление продуцирования кислорода, высокозрелые
образования литосферы, как правило, отсутствуют либо развиты ло-
кально в виде маломощных горизонтов.
Ясно, что ускорение или ослабление окислительных реакций на-
ходится в тесной связи с интенсивностью продуцирования свободного
6* 83
кислорода. Учитывая, что в природных явлениях заложен принцип
целесообразности, связанный с самосохранением, нужно думать, что
в окислительных реакциях активно участвовали и участвуют только
те массы свободного кислорода, которые являются как бы «избыточ-
ными» по отношению к его постоянному количеству в атмосфере,
которое необходимо Природе дли поддержании системы в равнове-
сии.
Очевидно, только поэтому в настоящее время окислительные
реакции на поверхности литосферы протекают сравнительно медлен-
но. Подсчитано, что количества кислорода, заключенного в современ-
ной атмосфере, хватило бы только на окисление 10—15 % закисно-
го железа, содержащегоси в настоящее время в породах верхней
эоны коры выветривания, и, следовательно, ои весь израсходовался
бы на окислительные реакции. Но этого ие происходит. Более того,
в современной атмосфере каких-либо заметных уменьшений коли-
честв кислорода не наблюдается. Это значит, что сложившееся в
атмосфере постоянство массы свободного кислорода поддерживает-
ся относительным замедлением окислительных реакций в литосфере.
В настоящее время эти реакции замедлены и, очевидно, роль моле-
кулярного О2 в окислительных процессах неживой материи сравни-
тельно невелика.
- Продукты окисления, в том числе и высшие окислы, могут воз-
никать в природе и в результате воздействия на алюмосиликатные
массы водных растворов азотной кислоты, образующихся при гро-
зовых разрядах. И может быть, что вовсе не молекулярный кислород,
а в основном его активный ион О , возникающий в результате дис-
социации озоиа (О3=О2+О), является окислителем. «Наработка»
же их природой ограничивается количеством и интенсивностью гро-
зовых атмосферных разрядов. В таком случае объяснимым ста-
новится факт сосуществования практически неизменного количества
атмосферного кислорода и резко иедоокисленной зоны литосферы
ныне и во многих других геологических эпохах.
Напрашивается вывод: интенсивность окислительных процессов
в верхней части литосферы в основном определяется количествен-
ными содержаниями ионов кислорода и азотистыми соединениями в
атмосфере.
Удивительно, но факт — в современной атмосфере пока не от-
мечается уменьшения количества кислорода в связи с его резко на-
растающим потреблением (десятки миллиардов тонн в год) челове-
чеством. Какие же процессы компенсируют или могут компенсировать
этот ощутимый кислород?
Экспериментально доказано, что активность фотосинтеза снижа-
ется при повышенной и повышается при пониженной концентрации
кислорода во внешней среде. Объяснения этому процессу, проверен-
84
иому иа фотосинтезирующих водорослях (угнетения или стимулирова-
ния метаболизма в зависимости от концентрации кислорода во внеш-
ней среде), не находят. Но важно, что такой процесс существует и
он направлен на обеспечение сохранения постоянства масс.
Не случайна и корреляция эпох гранитообразования с эпохами
относительного ослабления продуцирования кислорода. Дело в том,
что процесс гранитизации пород в значительной мере связан с про-
цессом их глубинного метаморфизма. При погружении в зону глу-
бокого метаморфизма окисленных пород, т. е. на большие глубины
литосферы, возможна отгонка из них кислорода за счет восстано-
вительных реакций. Во всяком случае, метаморфизованные, породы
всегда беднее кислородом по отношению к своим поверхностным
эквивалентам. Но пока не изучена судьба «метаморфогенного» кис-
лорода. Не исключено, что частично он вновь поступает в атмосфе-
ру, в какой-то мере компенсируя дефицит, образующихся в эпохи
ослабления поступления в атмосферу кислорода из основных источ-
ников.
В сближенных во времени эпохах даже при резкой смене геоло-
гических событий, таких, как смена талассократических обстановок
теократическими, и наоборот, абсолютные значения поступления кис-
лорода в атмосферу изменялись «сего лишь в пределах 4—5 %. Но,
по-видимому, эти величины сглаживались еще больше за счет реак-
ций, противодействовавших изменению условий увеличения или
уменьшения продуцирования кислорода. В эпохи талассократические
«избыточный» кислород поглощался корой выветривания и, возмож-
но, замедлялся фотосинтез — снижался метаболизм растений; в эпо-
хи теократические ослаблялись окислительные реакции, но усилива-
лась активность фотосинтеза — повышался метаболизм растительно-
го мира.
Противоборствующие силы в конечном итоге уравновешивали
устойчивость Земли как системы.
Все сказанное подтверждает действующий в Природе принцип
подвижного равновесия — принцип Ле-Шателье. Применительно к
рассмотренному кругу вопросов его можно сформулировать следу-
ющим образом.
Воздействие какого-либо фактора на равновесную систему (в
нашем случае планета Земля) вызывает в ней ответные противобор-
ствующие реакции, которые стремятся привести ее (систему) в пер-
воначальное состояние или уменьшить эффект изменения.
Земля, включая ее внешние оболочки — литосферу, биосферу,
гидросферу и атмосферу, — сложнейшая система, находящаяся в ди-
намическом равновесии благодаря установившимся глубоким внут-
ренним связям. И если в результате каких-либо внутренних или внеш-
них сил меняется установившееся равновесие геосфер, например, на-
85
чинают преобладать блоковые поднятия или опускания, сжатия или
растяжения планеты, то немедленно возникают ответные реакции
в виде затухания или усиления вулканической деятельности, измене-
ния площадей суши и моря, понижения или повышения метаболиз-
ма живых организмов и т. д. Словом, все приводится в действие
с целью смягчить эффект воздействия и по закону наименьшего
действия сохранить систему в равновесии. Стабильность достигает-
ся движением!
ОГЛАВЛЕНИЕ
Факты, мнения и точки зрения
3
Магма рождает, океан принимает кислород
12
Истоки кислорода
12
Следы на Земле
28
Рождение атмосферы
31
Теперь и в геологическом прошлом
36
Сколько их, источников?
37
Все зависит от «дыхания» Земля
43
Кислород и жизнь
54
Жизненные невзгоды на планете
54
Основа жизни
62
Гроза и жизнь
68
Стабильность достигается движением
79
ВАСИЛИЙ ИВАНОВИЧ БГАТОВ
История кислорода
земной атмосферы
Редактор издательства М. Д. Мирзоева
Обложка художника Ю. А. Ноздрина
Художественный редактор Е. Л. Юрковская
Технический редактор М. Е. Карева
Корректор А. Д. Шульц
ИБ № 6068
Сдано в набор 01.08.84. Подписано в печать 30.11.84. Т-23904.
Формат 84Х108’/з2- Бумага типографская № 3. Гарнитура «Ли-
тературная». Печать высокая. Усл. печ. л. 4.62. Усл. кр.-отт.
4,83. Уч.-изд. л.5,1б. Тираж 50 000 экз. Заказ 917/404—I.
Цена 15 коп.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра», 103633. Москва
К-12, Третьяковский проезд, 1/19
Владимирская типография Союзполиграфпрома
при Государственном комитете СССР по делам
издательств, полиграфии и книжной торговли
600090, г. Владимир, Октябрьский проспект, д. 7

*
четы показали, что утяжеление кислорода атмосферы за счет фотодис-
социации СО2 в настоящее время исключено, хотя бы потому, что
для этого нет объективных предпосылок, прежде всего нет необ-
ходимого количества углекислого газа. С учетом современных соот-
ношений изотопов кислорода в атмосфере и всех уже известных про-
цессов фракционирования (окисление, дыхаияе и т. д.) требуется
минимальное количество СО2 в атмосфере — 0,1 %, т. е. более чем
в 3 раза выше по отношению к существующему количеству. Напом-
ним, что сейчас количество СО2 в атмосфере около 0,03 %.
Итак, в самом общем виде мы познакомились с существующими
точками зрения о происхождении кислорода. Знания наши в этом
вопросе более чем скромные и, по существу, находятся на самом
начальном уровне, на уровне сбора фактов. Ахиллесовой пятой проб-
лемы в целом является вопрос о времени и механизме появления
первых количеств свободного кислорода в атмосфере, обеспечивших
необходимые предпосылки для установления на планете биогеохими-
ческих реакций в том виде, в котором мы наблюдаем их сейчас. А
это очень важно знать естествоиспытателям, поскольку на законах
этих реакций в природе, по существу, основываются различные прог-
нозы, и прежде всего прогнозы разнообразнейших полезных иско-
паемых.
Только исходя из утвердившихся представлений, что в докемб-
рии, т. е. в отрезке геологического времени до 4,5 млрд, лет, кисло-
родной атмосферы не существовало, докембрийский ход развития
Земли нередко противопоставляется фанерозойскому — отрезку вре-
мени в 500—600 последних млн. лет, охватывающему палеозойскую,
мезозойскую и кайнозойскую эры. Большинством исследователей
предполагается, что только с началом палеозойской эры или несколько
ранее (самый поздний докембрий) в атмосфере появился свободный
кислород, что обосновывается наличием заключенных в соответст-
вующих породах остатков и потребителей и продуцентов кислорода.
Это дало возможность геологам распространить актуалистический
(сравнительный) метод изучения природы только до раннепалеозой-
ских отложений.
На сегодня довольно полно реставрирован геологический ход
развития Земли в фанерозое для крупных территорий — стран, кон-
тинентов. Опубликованные атласы палеогеографических карт СССР,
Европы, Америки и т. д. сыграли неоценимую роль в прогнозировании
полезных ископаемых. В то же время палеогеографических карт
крупных территорий для докембрийской истории Земли пока не су-
ществует. И это связано ие только с относительно слабой изучен-
ностью докембрийских толщ, но и с отсутствием методов реставра-
ци» осадочных процессов в бескислородной атмосфере. Нет и работ
теоретического и экспериментального характера с описанием хода
8
геологических процессов на поверхности Земли, например, в присут-
ствии аммиачной или любой другой бескислородной атмосферы, су-
ществование которой можно предположить в докембрии.
А можно ли представить ход'докембрийских осадочных процес-
сов в бескислородной атмосфере, если мы знаем, что горные породы
докембрия и фанерозоя по химическому составу идентичны? Про-
дукты глубокой химической переработки (химического выветривания)
пород ныне хорошо известны и в фанерозое, и в глубоком докемб-
рии. Образование же их в фанерозое всегда рассматривается только
с участием кислорода атмосферы. Наконец, какие принципиальные
новообразования минералов в продуктах выветривания пород до-
кембрия неизвестны в фанерозое? Таковых нет.
Со всеми указанными и другими многочисленными вопросами гео-
лог постоянно сталкивается при изучении разновозрастных геологи-
ческих разрезов. И довлеющая точка зрения о том, что в докембрии
процессы осадконакопления совершались в каких-то иных условиях,
чем в фанерозое, в значительной мере сдерживает палеогеографиче-
ские реконструкции для древнейших эпох. Без воссоздания палеогео-
графических ландшафтов, без понимания законов дифференциации
вещества на поверхности Земли практически невозможно судить о
происхождении осадочных полезных ископаемых, о закономерностих
их размещения в осадочной оболочке.
Приведем несложные расчеты: геологический возраст Земли оп-
ределяется в 4,5—5,0 млрд, лет, из них фанерозой составляет 850—
600 млн. лет. Таким образом, докембрийский разрез — это не менее
семи восьмых частей осадочной оболочки Земли.
С докембрием связаны уникальнейшие по запасам месторожде-
ния всех известных полезных ископаемых, таких, как золото, пла-
тина, руды железа, марганца, ванадия, меди, свинца, цинка, молиб-
дена, ураиа и т. д. Исключение составляют горючие (нефть, газ,
уголь) и соли (калийные, поваренные). Первые не могли сохранить-
ся до наших дней в силу того, что они горючие и легко уничтожа-
ются при метаморфических процессах, т. е. при превращениях пород
в условиях больших давлений и высоких температур, вторые — при
этих же явлениях, легко растворяясь, мигрируют за пределы мест
своего рождения.
В связи со сказанным проблема создания методов реставрации
географических ландшафтов докембрия чрезвычайно важна. И для
этого прежде всего вужно решить вопрос о возможности распростра-
нения метода актуализма на докембрийскую историю породо- и ру-
дообразования. Очевидно, такая возможность, в свою очередь, свя-
зана с решением вопроса, был ли свободный кислород в докембрий-
ской атмосфере, а если был, то с какого времени. Положительное
решение его практически обеспечит надежность применения всех су-
8