Сотворение Земли. Как живые организмы создали наш мир

Превзойти же геологические силы жизнь смогла, обретя иной источник энергии. Все тектонические процессы — движение плит, горообразование и др. — идут благодаря тепловому потоку, поступающему из недр Земли (радиоактивный распад и остаточное аккреционное тепло, выделившееся при столкновении планетезималей и протопланет). Этот поток оценивается в 8,7 × 10^–5 Вт/м², но тектоника успевает захватить не более десятой доли энергии (~1 × 10^–5 Вт/м²). Остальное рассеивается в космосе. Жизненные силы через различные формы фотосинтеза подпитываются напрямую от энергии Солнца — 340 Вт/м². Причем за время эволюции КПД организмов возрос: от анаэробного фотосинтеза, зависимого от различных соединений, как доноров электронов, живые существа перешли на кислородный его вариант. В этом случае используется неисчерпаемый океан электронов — вода. Быстрое истощение некоторых элементов (железо, азот, фосфор), необходимых для функционирования организмов, должно было бы ограничить дальнейший рост КПД, но благодаря ускорению круговорота этих элементов (за счет совершенствования трофической пирамиды и появления новых организмов — деструкторов отмершего органического вещества) и эта проблема была решена. На сегодняшний день биосфера потребляет в год 26,8 × 10^–5 Вт/м² только солнечной энергии. Это всего 0,07 % от энергии Солнца, поскольку 30 % рассеивается атмосферой и поверхностью Земли, а еще 69,93 % уходит на нагрев планеты и теряется в виде длинноволнового излучения.

И все равно организмы потребляют энергии на порядок больше, чем могут получить все континенты, горы и прочие геологические образования вместе взятые. Именно поэтому биосфера может себе позволить атмосферу, химически неравновесную с горными породами: это неравновесие и есть основа биохимического выветривания. [Названный выше уровень потребления энергии биосферой рассчитан исходя из данных по годовой фиксации углерода при фотосинтезе — 9 × 10¹⁵ моль; энергии, необходимой для связывания одного моля углерода с органической молекулой (пентоза), — 477 000 Дж; и площади планеты — 5,1 × 10¹⁴ м², умноженной на 3,15 × 10⁷ с в году.]

Перестройка планеты организмами стартовала в самом начале архейского эона.

Глава 3. Известковый океан

Архейский мир был совсем другим: суша составляла 4 % от общей площади планеты (ныне — 28 %); плато, поскольку континентальная кора была тоньше, возвышались не более чем на 2000 м (сейчас — 5500 м), а океаническая кора была толще, из-за чего вершины океанических хребтов отстояли от поверхности океана в среднем на 660–1200 м (теперь они запрятаны в два раза глубже).

Иным был и состав океана. Поскольку основным источником главного морского аниона — Cl^— — является глубинная дегазация Земли, а поглощается этот анион в результате геохимических преобразований океанической коры, то за последние 4 млрд лет его среднее содержание не очень сильно менялось. А вот соотношение катионов, преобладающих в морской воде, не могло не измениться: пока не появились кислородная атмосфера и достаточно большая фельзитовая суша, благодаря выветриванию которой усилился сток щелочных (Na⁺, К⁺) и некоторых щелочноземельных катионов (Mg²⁺), обильным и достаточно активным в водной среде был Са²⁺. Важнейший источник этого катиона — гидротермальная активность, связанная с высокотемпературными преобразованиями океанической коры, — уже существовал. И архейский океан, вероятно, представлял собой не концентрированный раствор хлорида натрия, как сейчас, а раствор хлорида кальция (СаCl₂). Модель такого океана доступна (почти доступна): озеро Дон-Жуан в антарктической долине Райта, на дне которого формируется минерал антарктицит (СаCl₂ × 6Н₂О), а в гиперсоленой (44‰) воде обитают цианобактерии и некоторые одноклеточные эукариоты.

К выводу о солевом режиме архейского океана можно прийти и другим путем: сейчас общая масса карбонатов составляет 4,4±1,0 × 10²⁰ кг, что приблизительно включает 1,8±0,4 × 10²⁰ кг кальция. Это в 70 раз больше массы данного металла в Мировом океане, и, следовательно, значительная его часть (1,0 × 10²⁰ кг), пребывавшая в архейском эоне в растворе, вошла ныне в состав горных пород. Анализ флюидных включений в осадочном кремнеземе и гидроокислах железа возрастом 3,5–3,2 млрд лет (Пилбара) также выявил СаCl₂—NaCl солевой состав архейского океана. Там же и в поясе Барбертон обнаружены архейские морские эвапориты: пласты поваренной соли — галита (NaCl), перемежающиеся с троной [Na₂(CO₃) × Na(HCO₃) × 2H₂O] и нахколитом [Na(HCO₃)]. Сейчас такие минералы формируются в щелочных (рН = 8,1) озерах, подобных Магади и Натрон в Восточно-Африканской рифтовой системе, прогревающихся до 70 °C. А вот сульфаты, такие как гипс (CaSO₄ × 2H₂O), характерные для наших дней и всего фанерозойского эона, в то время не образовывались, что указывает на низкий уровень содержания SO₄^2--иона.