ДРЕВНИЙ ОКЕАН

Атмосфера и океан в фанерозое. Химический состав океана и атмосферы от 2 млрд. лет назад до современности

В этом разделе будет сделан акцент на однонаправленных изменениях в составе атмосферы и океана. Сейчас пришло время более полно рассмотреть стационарное развитие, в котором изменения определяются слабыми пертурбациями последующего долгопериодного равновесия. Рассмотрим три темы: 1) изменения концентрации кислорода и двуокиси углерода; 2) различные ограничения химического состава океана; 3) возможные нарушения химического состава океана.

1. Среднее содержание органического углерода в осадочных породах колеблется от 0,5 до 1,0% (гл. 7). Этот захороненный углерод составляет лишь около 0,05 % от всего углерода, который фиксируется ежегодно, и разницу в 0,01 % между его количеством, поглощаемым в результате фотосинтеза и количеством, выделяемым при дыхании и разложении. Возрастание содержания атмосферного кислорода не является простым следствием возрастания интенсивности фотосинтеза, так как на каждый моль От, генерируемого при фотосинтезе, приходится и моль генерируемого органического углерода, который должен окисляться после отмирания организма. Только захоронение Сорг ведет к накоплению От в атмосфере [881]. Количество свободного кислорода в атмосфере представляет собой результат накопления этой ежегодной минимальной разницы между продукцией и утилизацией кислорода. «Нам представляется, что этот замечательно тонкий баланс (для кислорода) является убедительным свидетельством взаимообмена углерода между атмосферой, биосферой и океаном, сходного с современным, на протяжении большой части последних 600 млн. лет»,— считают Гаррелс и Перри ([317], стр. 308).

На химическую стабильность атмосферы и океанов в фанерозое указывают также и многочисленные ископаемые остатки растений и животных, наиболее общие характеристики которых неотличимы от их современных потомков по всем важнейшим морфологическим, химическим и физиологическим параметрам. Кроме того, химический состав растворов в наземных и морских видах сходен с составом морской воды, поскольку физиологические процессы развивались в морской среде ([385], стр. 187 и [37]). Наземные виды, таким образом, содержат следы истории их более раннего морского происхождения.

Многоклеточные организмы приливных равнин и суши очень чувствительны к ультрафиолетовой радиации. Эффективный озоновый экран против этой радиации возник тогда, когда уровень содержания свободного кислорода в атмосфере достиг 10° от современной концентрации [671]. Первые многоклеточные появились 680 млн. лет назад. По меньшей мере один процент от современного уровня содержания кислорода уже существовал к этому времени или еще ранее. Содержание кислорода в атмосфере в течение фансрозоя могло изменяться, скажем, на 10—25% от современной концентрации, однако это еще не доказано, и я не знаю способа определить изменения такой амплитуды, если они происходили.

Хотя уровень 02 представляется тонко сбалансированным, уровень С02 может быть сбалансирован еще лучше. Современный круговорот С02 осуществляется в 5 раз быстрее, чем круговорот 02, и его время пребывания в атмосфере составляет только 2000 лет [317]. Эти параметры круговорота СО2 важны по двум причинам. Во-первых, наземные растения не могут осуществлять фотосинтез при содержании С02, равном одной трети от его современного уровня в атмосфере, а наземные растения в современную эпоху поставляют 80% ежегодной продукции кислорода [880, 85J. Во-вторых, С02 четко контролирует скорость выветривания. Контролируя растворимость карбонатов и фосфатов, С02 влияет на скорость осаждения катионов. Однако колебания в содержании С02 очень сильно буферируются системами карбоната и силиката магния (и в меньшей степени — карбонатом кальция и органическим углеродом). Поэтому Холланд [394] считает, что «давление С02 в атмосфере не очень чувствительно к колебаниям в скорости привноса С02». Он предложил, что с момента появления наземной растительности в среднем палеозое «давление С02, вероятно, редко превышало более чем в четыре раза современное давление».

Осаждение карбоната кальция является результатом перехода С02 + Н20 + Са в CaCOj + Н+ в процессе серии реакций

СО*, + Н20 Н,СОз FiH++ НСО3- п ХСОЦ + 2Н+. (5.7)

Сходным образом высвобождается Н+ при осаждении Si02 в глинистых минералах или кремнях и при осаждении эвапоритов. Процессом, противоположным осаждению, является выветривание Оно характеризуется фиксацией водорода, поскольку реакции сдвинуты в противоположном направлении. Таким образом, два конечных продукта (С02 и Н+ в случае СаС03) находятся в обратно пропорциональной зависимости, но связаны друг с другом при выветривании [777]. Эпохи экстраординарного по масштабам накопления карбонатов плюс силикатов плюс эвапоритов должны быть эпохами усиленного высвобождения Н+ и пониженного содержания С02 в почве и наоборот.

Содержание килорода в атмосфере поддерживается на определенном уровне в результате действия следующего механизма отрицательной обратной связи: когда концентрация 02 увеличивается, количество подвергающегося окислению материала также возрастает, что понижает концентрацию 02; если в атмосфере содержание 02 понижается, соответственно снижается и количество подвергающегося окислению материала, что позволяет концентрации 02 в атмосфере опять увеличиваться. Эта концепция впервые была развита Альфредом Редфилдом [675] и впоследствии всесторонне разработана разными исследователями.

Отрицательная обратная связь, контролирующая изменения концентрации кислорода, может быть обусловлена по меньшей мере пятью причинами: 1) циклом сульфиды — сульфаты, 2) циклом пирит — окислы железа; 3) циклом органический углерод — карбонаты — С02; 4) циклом органический фосфор — фосфаты; 5) циклом органический азот — нитраты. В настоящее время почти весь «древний» (т. е. участвовавший в ряде круговоротов) углерод, который не захоронен и мог участвовать в реакции окисления, уже соединен с кислородом в виде С02. Почти весь накапливающийся углерод является «новым» (т. е. входящим в состав органического вещества). Дискуссия о том, что «древний» углерод участвовал в ряде круговоротов, описана Сакеттом, Потом и Иди [706]. Если «древний» углерод окислялся сразу, как только попадал на поверхность, тогда это «выветривание понижало современное содержание кислорода в атмосфере независимо от его уровня» ([880], стр. 206). Контроль над современным содержанием кислорода должен скорее осуществляться через продуцирование нового кислорода, чем через выветривание, высвобождающее древний углерод.

Вероятно, важным компонентом захороненного углерода является ископаемый морской фитопланктон ([881], стр. 97). Биомасса и планктона, и бентоса существенно увеличивается по направлению к берегу, особенно в зонах анвеллингов [74]. Видимо, начиная с силура наземная система была замкнутым циклом и слабо влияла на морской органический углерод (см. стр. 238). Вероятно, изменения размера мелководных бассейнов, такие, например, как в меловое время, оказывали гораздо большее влияние на резервуар органического углерода, чем изменения в наземной биосфере. Поскольку углерод, фиксируемый наземной растительностью, после ее отмирания окисляется, не имеет значения то обстоятельство, что большая часть ежегодной продукции кислорода производится континентальной растительностью или что биопродукция суши превышает биопродукцию океана в соотношении 2:1 (в год производится 173 х 109 т сухого вещества, из которых 55 х 109 т — морские, а 118 х 10е т —наземные) [615].

Редфилд [674] показал, а впоследствии [11] это было надежно обосновано, что для морского планктона существует стехиометрический баланс между, с одной стороны, продукцией кислорода и потреблением нитратов и фосфатов, а с другой стороны, утилизацией кислорода, сопровождаемой высвобождением нитратов и фосфатов после отмирания организмов. «Отношение Редфилда» отражает тот факт, что поглощение теоретически 276, а фактически 263 атомов кислорода приводит к продуцированию 106 атомов углерода, 16 атомов азота и 1 атома фосфора, В океане углерод находится в явном избытке. Следовательно, продукция кислорода ограничена таким уровнем, при котором фосфор и азот еще доступны для развития фитопланктона.

Основным резервуаром азота является атмосфера, однако считается, что большая часть нитратов в морской воде поставлена речными водами, приносящими нитраты, фиксированные стручковыми растениями [250]. Фактически проблема заключалась в том, чтобы найти способ поступления свободного азота из океана снова в атмосферу [197]. Была убедительно продемонстрирована фиксация азота в море сине- зелеными водорослями и бактериями, однако количественная оценка этого явления еще не произведена [803]. Тем не менее в исследовании удаленных от берега коралловых рифов Тихого океана Иоханнес с соавторами [421] открыл, что «фиксация атмосферного азота в них должна происходить со скоростью столь же высокой, что и на полях люцерны, для того чтобы сбалансировать наблюдаемый уход фиксированного азота». Отсюда получается, что не азот формирует верхний предел развития планктона.

Фосфор — другой важный элемент, который может ограничива ть развитие фитопланктона. Главные запасы его содержатся в изверженных горных породах. Кроме того, концентрация фосфора в морской воде 01 раничена его растворимостью [675].

В озерах, которые достаточно малы для экспериментов, «было обнаружено удивительно точное соответствие между концентрацией валового фосфора и продукцией фитопланктона характерное для разных озер, включая те, в которых низкое азот-фосфорное отношение благоприятствовало ограничению продукции за счет азога» [724) Представляется, чго именно фосфор формирует верхний предел для развития планктона.

Почему кислород содержится в атмосфере в количестве 21, а не 2 или 50%? Ответ основан на ограниченной растворимости только одного элемента — фосфора. Если это так, то концентрация кислорода в атмосфере сохранялась на современном уровне, начиная с момента, когда было достигнуто насыщение фосфором. При этом все излишки кислорода соединялись с фосфором и выводились из атмосферы. Древнейшие из известных осадочных фосфатов имеют возраст примерно 1.0 млрд. лет [856]. Следовательно, «избыток» фосфора существовал по меньшей мере уже в это время.

Согласно развиваемым в настоящей главе идеям, вариации содержания кислорода в атмосфере обусловлены вариациями количества захороненного органического углерода (см. стр, 234). Периоды, в течение которых захоронялось повышенное количество органического углерода (например, средний девон; см.  5-11), должны были соответствовать эпохам более высокой концентрации кислорода в атмосфере, чем периоды, в которые захоронялось меньше органического углерода (например, силур, карбон и пермь). Захоронение фитопланктона и зоопланктона приводит к совместному захоронению органического углерода и Р20;; при этом, как показано на  5-11, наблюдается положительная корреляция между концентрациями Сорг и Р205 в осадочных породах.

Растворимость кислорода зависит от температуры. С понижением температуры концентрация возрастает. Термическая структура океана, эволюционируя со временем, могла осуществлять контроль над развитием восстановительных условий в бассейнах и захоронение органического углерода. Например, с позднего мела по настоящее время произошло понижение температуры основной массы океанских вод на 12 °С (см. гл. 4), что должно было привести к постепенному увеличению концентрации растворенного кислорода и, следовательно, большему окислению органического вещества. Если общее количество кислорода в мелу и в современную эпоху считать одинаковым, то в современной атмосфере должно быть меньше кислорода, чем в меловой, поскольку в современном океане должно быть больше кислорода, чем в меловом.