Земля и жизнь - Александр Вологдин

Поскольку тяжелый изотоп кислорода в большей степени оказывается связанным с минеральным веществом земной коры, а легкий О16 - с жизнедеятельностью организмов и водой гидросферы, то геологическая история их, несомненно, была различной. Малые запасы тяжелых изотопов О17 и О18, вероятно, представляли собой кислород древнейшей атмосферы Земли, тогда как легкий изотоп создавался организмами, вероятно, за счет соответствующих соединений, в связи с его более высокой химической активностью.

Ранее полагали, что кислород атмосферы происходит из кислорода двуокиси углерода при фотосинтезе. Между тем оказалось, что кислород водных растений образуется при фотосинтезе из воды, что подтверждено данными изучения фотосинтеза у ряда видов современных водорослей (хлорелла, гелиатус и др.). В выделяемом водорослями кислороде изотопа О18 оказывается меньше, чем в составе атмосферы. Изучение А. П. Виноградовым, Р. В. Тейс и другими учеными процесса фотосинтеза у элодеи показало, что состав фотосинтетического кислорода совпадает с изотопным составом кислорода воды, но существенно отличается от общего изотопного состава кислорода атмосферы и кислорода углекислоты. Изотопный состав фотосинтетического кислорода оказывается средним по отношению к составу кислорода атмосферы и углекислоты. Это обстоятельство породило гипотезу о том, что в растениях содержатся атомы кислорода, происшедшего как из воды (две трети), так и из двуокиси углерода (одна треть). Путем определения изотопного состава кислорода ряда древних изверженных пород был установлен первоначальный изотопный состав земного кислорода. Отношение между изотопами O16/018 для него получилось в пределах 495,6-495,3. Выяснено, что содержание О18 в карбонатных осадках способно указывать температуру процесса их осаждения в геологическом прошлом - палеотемпературу. Г. Юри на основе тщательного измерения содержания О18 в породах разработал метод измерения температуры воды в момент образования отложения древних карбонатных осадков.

В. И. Вернадский, отмечая наибольшую роль водорода и кислорода в образовании живого вещества, считал кислород, в виде свободного кислорода биосферы, "продуктом жизни". Он доказывал, что для большинства элементов их геохимия обусловливается живым веществом и вообще до 99% (по весу) вещества земной коры считал "обусловленным жизнью", из чего вытекало его представление о теснейшей вещественной связи между живой и косной (мертвой) природой.

Общее содержание кислорода в современной атмосфере - 2,8-1014 т, между тем все растения земного шара в процессе фотосинтеза за год выделяют его 1,2-1011 т. Таким образом, весь запас кислорода современной атмосферы Земли мог бы образоваться всего за 2-3 тыс. лет, если бы он не расходовался на разнообразные окислительные процессы химического и биологического порядка. Правда, имеются высказывания о неорганическом пути образования свободного молекулярного кислорода вследствие термической диссоциации воды, но они не получают поддержки со стороны геологов и химиков.

Возможно, что диссоциация паров воды и происходит в верхних слоях атмосферы при участии солнечной и космической радиации. Приводимые подсчеты количеств кислорода, который мог бы образоваться таким путем за три миллиарда лет существования Земли оказывались в десятки раз больше, чем современные запасы молекулярного кислорода в атмосфере. Однако количество паров воды в верхних слоях атмосферы весьма незначительно и потому эта гипотеза не получила признания специалистов.

Сера - активный биофильный элемент. На Земле она в основном находится в зоне биосферы, где входит в органические и минеральные соединения, отличающиеся огромным разнообразием. Последнее объясняется существованием у серы способности образовывать полимеры в результате различной валентности (S8, S6, S4, S2 и S1). Известно четыре устойчивых изотопа серы (S32, S33, S34, S36) и получено искусственным путем несколько радиоактивных ее изотопов. Так, например, период полураспада S35 равен 87,1 дня, что делает его пригодным для применения в опытах с мечеными атомами. Изотопный состав серы зависит от того, с минеральными или с биологическими процессами она связана. Общее отношение S32/S34 варьирует в пределах от 21,4 до 23,2. Природная биогенная сера и биогенный сероводород имеют отношение этих изотопов в пределах от 22,4 до 22,6, тогда как сульфатные минералы химического происхождения - 21,6-22,0. Природная вулканическая сера имеет отношение изотопов чуть выше 22,2, тогда как сера сульфидных минералов изверженного происхождения - чуть ниже 22,2. Считают, что деятельность серных бактерий может привести к более или менее полному разделению изотопов серы.

Интересно отметить, что количественное отношение изотопов серы S32/S34, наблюдаемое в сульфидных минералах, в частности в пирите, не зависит от геологического возраста минерала, но дает указание на температуру среды кристаллизации. При этом выяснено: что при высоких температурах в начале процесса осаждается изотоп S34, а при понижении температур S32 в виде мелко- и затем крупнокристаллического пирита. В первом случае отмечались температуры 235-210°, а во втором 185-135°. Открытие такого "серного термометра" геохимиками Тодом, Макнамара и Коллинсом очень ценно для изучения состояния сред "ископаемой" биосферы. Правда, этот "термометр" при его практическом использовании требует очень внимательного изучения условий осаждения минерала и последующих процессов, которые могли бы изменить соотношение между изотопами.

Таким образом, доказано, что в природе происходит повышение концентрации S34 при неорганических процессах и обогащение S32 при биологических, что может служить ключом для понимания условий отложения серы в далеком геологическом прошлом. Принято считать, что отношение S32/S34 больше 22,3 указывает на биогенное происхождение материала, а меньше 22,18 - на минеральное. Установлено, что изотопное разделение серы в докембрии выражалось слабо и началось лишь 900 млн. лет назад, когда оно стало более заметным и доступным для исследования. Объяснение явления, данное Г. Юри, может оказаться очень важным, если оно будет подтверждено фактическими данными. Г. Юри полагает, что около 800 млн. лет назад восстановительные (бескислородные) среды сменились окислительными (кислородными).

Известны группы нефотосинтезирующих автотрофных серных бактерий, способных окислять сероводород, с выделением свободной серы (процесс формирования серы!), воды и с выделением при этом 172 кДж тепловой энергии на 1 грамм - молекулу вещества. Существуют окислители серы в присутствии воды, приводящие к образованию серной кислоты и к получению при этом 496 кДж энергии.

Открытие автотрофных бактерий - окислителей серы в природе, сделанное С. Ваксманом и Дж. Иоффе в 1921 г., привело к возможности дальнейшего успешного исследования процессов выделения серы в истории Земли. Впоследствии было установлено, что сера выделяется и рядом других организмов, не вполне автотрофных или гетеротрофных. Были выделены группы организмов, жизнедеятельность которых протекает в кислородной среде, а также и такие, которые пользуются кислородом, связанным в соединениях различного типа. Такие анаэробные микроорганизмы должны быть признаны древнейшей из групп серных бактерий. Они берут из нитратов кислород, за счет которого окисляют молекулярную серу.

Таким образом, биохимическое выделение самородной серы или образование сероводорода в геологическом прошлом то проявлялось, то исчезало в зависимости от условий, причем восстановительная обстановка, преобладавшая в ранней биосфере Земли, для этого, несомненно, не служила препятствием.

В биосфере существуют факторы, регулирующие состав атмосферы,- это водная оболочка Земли и живое вещество природы.

Вода растворяет газы воздуха. Огромное их количество находится в растворе во всех типах природных вод: морских, солоноватых и пресных. Поскольку кислород растворяется лучше, то воды содержат его в относительно больших количествах по сравнению с азотом, что делает водные среды в химическом и биологическом отношениях более активными. Этим путем газы доходят до самых больших глубин морей и океанов, делая их доступными для организмов. Море то выделяет кислород в атмосферу, то поглощает его вновь.

Как отмечал В. И. Вернадский, в природе известны тысячи реакций, связанных с поглощением, связыванием кислорода. Между тем свободный кислород в истории Земли мог быть образован только при жизненных процессах, при выделении его зелеными хлорофильными организмами под влиянием энергии света. Поэтому процесс выделения кислорода приурочен исключительно к так называемой кислородной поверхности - земной коре, суше и водам. С глубиной выделение кислорода прекращается и там уже господствует восстановительная обстановка, В. И. Вернадский не допускал мысли, что в природе мог существовать какой-либо иной источник свободного кислорода, кроме биологического, биохимического, что это Является основной чертой истории кислорода Земли. Таким образом, весь кислород атмосферы проходит через живое вещество. При этом подсчитывалось его количество (1,2*1015 т), что указывает на масштаб проявлений жизнедеятельности фотосинтезирующих организмов в ходе геологической истории Земли.