поглощение солнечного излучения атмосферой и гидросферой
реклама
О. В. МОСИН ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОГО ИЗЛУЧЕНИЯ АТМОСФЕРОЙ И ГИДРОСФЕРОЙ ЗЕМЛИ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЖИЗНИ В состав солнечного света входят электромагнитные волны разной длины. Человек может видеть свет с длиной волны от 400 нм (фиолетовый свет) до 800 нм (красный свет). Этот диапазон называется видимым участком спектра. Но если бы даже наши глаза вдруг смогли воспринимать более широкий участок спектра, солнечный свет ненамного изменился бы для нас, поскольку почти все остальное поглощает современная атмосфера. Через нее проходят только волны, соответствующие небольшому участку спектра после фиолетового — ультрафиолетовое излучение — и несколько более широкому участку после красного — инфракрасное излучение. Современная атмосфера фактически непрозрачна для большей части солнечного излучения, она поглощает почти всю его энергию, оставляя «окно» лишь для видимой части спектра. Непрозрачность атмосферы для ультрафиолета зависит главным образом от наличия в ней свободного кислорода О2 и озона О3. Причём, чем меньше длина волны, тем большую энергию несет излучение. А чем выше энергия излучения, тем в свою очередь больше вероятность того, что под его воздействием будут происходить неорганические фотохимические реакции распада и синтеза органических молекул. Верхний предел длин волн, вызывающих такие реакции, лежит гораздо ниже верхнего предела длин волн того ультрафиолета, который может проходить через современную атмосферу. Наибольший интерес исследователей вызывает именно наиболее активное ультрафиолетовое солнечное излучение (дальний ультрафиолет) с длиной волны не более 250 нм. Рис. 1. Интенсивность солнечного излучения (энергия на верхней границе земной атмосферы) в области спектра от 140 до 300 нм [1]. Для более коротких длин волн интенсивность даже ниже; она колеблется от 10-2 до 10-3эрг/ (см2 x с x А), или от 0,01 до 0,001 эрг в 1 с на 1 см2 для длины волны 0,1 нм. Однако энергия, которая поступает с солнечным излучением на поверхность Земли, зависит не только от пропускания атмосферы, но и от того, насколько интенсивно излучает Солнце в том или ином участке спектра. Эта интенсивность для длин волн меньше 100 нм быстро падает (рис.1). Длины волн меньше 180 нм гораздо сильнее поглощаются различными газами. Значит, свет с длиной волны менее 160 нм всегда приносит на Землю очень немного энергии. Обсуждая вопрос о том, как солнечный свет проникал через первичную атмосферу, надо сначала выяснить, какую модель этой атмосферы мы будем рассматривать. Как известно, первичная атмосфера содержала водород, азот, диоксид углерода, пары воды, аммиак и следы других газов наряду с небольшими количествами кислорода и озона. При этом поглощение водорода, азота и аммиака в участке спектра от 160 до 250 нм столь незначительно, что им можно пренебречь. Мы можем ограничиться изучением влияния водяных паров (Н2О), двуокиси углерода (СО2), кислорода (О2) и озона (О3). Чтобы рассчитать прохождение солнечного излучения через атмосферу известного состава, надо сначала узнать энергию излучения на разных длинах волн (рис. 1). Потом надо вычислить коэффициенты поглощения н этих длинах волн и, кроме того, каково содержание разных газов в атмосфере, которую должно пройти излучение. Практически две последние величины всегда рассчитывают отдельно для разных газов, составляющих атмосферу, а данные для атмосферы в целом получают простым сложением. Коэффициент поглощения газом (k) характеризует ослабление излучения, прошедшего через слой данного газа толщиной в 1 см при температуре газа 0°С и давлении 1 атм (это так называемые нормальные условия, см. ниже). Интенсивность излучения, прошедшего через слой газа толщиной х см при нормальных условиях, выражается формулой Ix = I0e-kx в которой I0 — начальная интенсивность, а Ix — интенсивность излучения после того, как оно прошло через газ. Количество газа в атмосфере, через которое проходит солнечное излучение, прежде чем попасть на поверхность Земли, выражается обычно двумя способами — в абсолютных и относительных величинах. По абсолютной шкале это количество выражается в сантиметрах, для чего рассчитывается высота столба данного газа при давлении 1 атм и температуре 0° С (высота однородной атмосферы). Эти условия называются нормальными. Количество газа, через которое должно пройти излучение при этих условиях, можно выразить длиной пути через эту воображаемую толщу газа; ее обозначают буквой х и измеряют в сантиметрах. Количество газа можно выражать в относительных величинах по отношению к содержанию этого газа в атмосфере. Коэффициенты поглощения четырех интересующих нас газов в спектральном интервале 160—250 нм приведены на рис. 2. Для длин волн более 160—200 нм коэффициент поглощения водяных паров, кислорода и двуокиси углерода резко падает. Значит, излучение с длиной волны более 200 нм легче проходит через эти газы. Озон ведет себя иначе: его коэффициент поглощения k колеблется от 1 до 100 на всем участке спектра до 300 нм. Роль атмосферного озона в поглощении ультрафиолетового солнечного излучения ясна из графиков, приведенных на рис. 2 и 3. Рис. 2. Коэффициенты поглощения для четырех атмосферных газов, играющих важную роль в поглощении солнечного ультрафиолета с длиной волны от 100 до 220 нм [1]. Справа на оси ординат отложены значения k (см-1) коэффициент, рассчитанный не для полного поглощения, а для поглощения до величины 1 эрг/(см 2 x с) для спектрального интервала шириной 5 нм. Рассмотрим теперь вторую переменную величину, от которой зависит прохождение солнечного излучения через атмосферу. Следует отметить, что разные атмосферные газы обладают сильно различающимся распределением по высоте. Обычно газ распределяется по вертикали экспоненциально, причем наивысшая его концентрация наблюдается у поверхности Земли, а с высотой она снижается. Но из четырёх интересующих нас газов только два — О3 и СО2 — следуют такому обычному экспоненциальному распределению. Распределение Н2О и О3 необычно. На распределение водяных паров влияет так называемая «холодная ловушка» в тропосфере, на высоте около 10 км. Там, при температуре ниже —40° С, весь водяной пар замерзает, и выше этой области воды практически нет. Рис. 3. Коэффициент поглощения озоном в области 180— 300 нм. Озон тоже распределен в атмосфере необычным образом. В наше время он образуется в верхних слоях атмосферы из кислорода, подвергающегося действию солнечного излучения. Оно разбивает молекулы кислорода на более активные отдельные атомы, часть которых соединяется в трехатомные молекулы озона. Конвекционные токи атмосферы несут этот газ вниз. Но экспоненциальное распределение озона не может установиться, так как озон, едва достигнув поверхности Земли, реагирует с минералами и органическими веществами, окисляя их. Окислительный потенциал озона намного выше, чем у кислорода, и он практически мгновенно исчезает с поверхности Земли. Таким образом, озон сейчас распределен в атмосфере примерно равномерно (не учитывая во внимание “озоновые дыры”, обусловленные техногенным воздействием человека на биосферу). В бескислородной атмосфере дело обстояло иначе. Ведь излучение, за счет которого сейчас образуется озон в верхних слоях атмосферы, тогда доходило до поверхности гидросферы и литосферы. Значит, весь озон возникал здесь. Он тут же связывался, окисляя различные вещества. Таким образом, в бескислородной атмосфере должен был существовать сравнительно тонкий слой озона вблизи поверхности Земли. Образующееся количество озона зависит от того, сколько свободного кислорода имеется в верхних слоях атмосферы. Теоретически солнечное излучение никогда не поглощается полностью ни в атмосфере, ни в гидросфере. Всегда какая-то часть излучения проходит. Но поскольку поглощение — процесс «экспоненциальный», это количество быстро снижается до столь незначительной величины, что ею можно пренебречь. Поэтому надо условиться, какое поглощение излучения мы будем считать «полным». Беркнер и Маршалл [1] во всех своих расчетах принимали пороговое значение потока энергии, соответствующее полному поглощению, равным 1 эрг/(см2xс) для 5 нм (когда энергия в спектральном интервале шириной 5 нм поглощается в такой степени, что за 1 с через 1 см2 проходит всего 1 эрг). При таком поглощении (экстинкция) Солнце было бы всего лишь в 50 раз ярче полной Луны. Ниже этого уровня никакие неорганические фотохимические реакции практически не происходят. Если пренебречь в расчётах возрастанием потока энергии с увеличением длины волны солнечного излучения (рис. 1), то кривые, указывающие количество газа, необходимое для поглощения определенной длины волны до принятого нами уровня, являются как бы зеркальным отражением кривых коэффициентов поглощения для разных длин волн. Ведь чем меньше коэффициент поглощения, тем более прозрачен газ для излучения данной длины волны и, следовательно, тем толще будет слой газа, необходимый для ослабления этого света до принятого уровня. Изменения в количестве водяных паров и двуокиси углерода слабо влияют на поглощение ультрафиолетового излучения. Решающую роль играют здесь кислород и его главное производное — озон. График, приведенный на рис. 4, показывает, что при современном содержании в атмосфере водяных паров они эффективно поглощают солнечный ультрафиолет с длиной волны менее 200 нм. Но даже при десятикратном увеличении их содержания они слабо поглощают излучение с большой длиной волны. Поскольку водяные пары находятся в равновесии с жидкой водой Мирового океана, а верхний предел их распространения ограничен «холодной ловушкой» в тропосфере, можно думать, что их содержание в атмосфере никогда не подвергалось значительным колебаниям. Рис.4. Толщина слоя воды, необходимого для поглощения солнечного ультрафиолета разной длины волны до уровня 1 эрг/(см2xс) при ширине полосы 5 нм. Таким образом, водяные пары не могли играть главной роли в экранировании солнечного ультрафиолета с длиной волны более 200 нм. Примерно то же можно сказать и о двуокиси углерода. График, приведенный на рис. 5, показывает, что при современном содержании СО2 в атмосфере этот газ задерживает только излучение с длиной волны менее 190 нм. При содержании в 30 раз выше современного двуокись углерода задерживала бы волны длиной до 205 нм. Однако крайне маловероятно, чтобы в земной атмосфере когда-либо имелось столько двуокиси углерода. В противоположность кислороду основной запас двуокиси углерода содержится не в атмосфере, а в океанских водах. Океан поэтому представляет собой прекрасный «буфер», регулирующий содержание СО2 в атмосфере. Процесс осаждения карбонатов служит «мусорщиком», удаляя из атмосферы лишнюю двуокись углерода. Рис. 5. Толщина слоя С02, необходимого для поглощения солнечного ультрафиолета до уровня 1 эрг/ (см2 • с) при ширине полосы 5 нм . Но вот с кислородом и озоном дело обстоит совершенно иначе. Кислород сильно влияет на состав солнечного излучения, которое доходит до поверхности Земли. График, приведенный на рис. 6, показывает, что, не считая системы полос вблизи 180 и 190 нм, обусловленной атомным резонансом, рост содержания кислорода в атмосфере сопровождается увеличением поглощения жесткого ультрафиолета. Этот эффект при современном содержании кислорода в атмосфере распространяется на область до 250 нм, а далее главную роль в поглощении начинает играть озон. Рис. 6. Толщина слоя кислорода, необходимого для поглощения солнечного ультрафиолета до уровня 1 эрг/ (см2-с) при ширине полосы 5 нм. Действие озона дополняет действие кислорода (рис. 7). Различие в кривых их коэффициентов поглощения отражает радикальное различие в кривых толщины слоя этих газов, необходимой для ослабления до порогового значения. Содержание озона прямо зависит от содержания кислорода. Таким образом, атмосфера, бедная кислородом, не может быть насыщена озоном. Хотя константы, определяющие образование озона, известны пока не слишком хорошо, можно оценить количество озона, которое будет присутствовать в атмосфере при разных уровнях содержания кислорода. Рис. 7. Толщина слоя озона, необходимого для поглощения солнечного ультрафиолета до уровня 1 эрг/(см 2с) при ширине полосы 5 им. Анализируя этот рисунок и таблицу, видно, что уже при содержании кислорода, равном 0,1 его содержания в современной атмосфере, уровень озона, видимо, был лишь ненамного ниже того, что мы наблюдаем сейчас. Поскольку озон даже при таком низком содержании кислорода экранирует ультрафиолет с длиной волны около 250 нм, кислород и озон вместе эффективно поглощали все жесткое ультрафиолетовое излучение уже в те времена, когда содержание кислорода в атмосфере составляло 0,1 его содержания в современной атмосфере. Таблица Оценки длины пути в 03 при различном содержании О2 Содержание О2 Приближенна Среднее долях я в 10,0 современного 1,0 0,1 0,01 0,005 0,001 На высота содержание 65 однородной 47 28 12 12 12 рисунке Приближенная 8 длина пути в О, в7 столбе О3 7 7 4 1,6 0,4 представлены суммарные 0,5 при нор0,33 0,2 0,05 0,02 0,005 графики поглощения света с длиной волны от 150 до 180 нм для двух моделей ранней атмосферы с различным содержанием кислорода. Содержание водяных паров принято в обоих случаях одинаковым, так как вода на Земле была одинаково широко распространена в течение всей геологической истории. В одной модели содержание диоксида углерода также «принято равным современному, а в другой — в десять раз выше. Поглощение мало зависит от содержания диоксида углерода, так как этого газа в атмосфере немного. Основная роль здесь ошибиться, принадлежит кислороду. сказать, автоматический что Можно, не боясь регулирующий механизм действует при содержании кислорода в атмосфере,, составляющем 0,001 современного. Рис. 8. Механизм производства, кислорода регуляции в неорганического первичной атмосфере [2]. Рассмотрены два варианта первичной атмосферы, в обоих содержание воды принято-равным современному. Содержание СО2 в одном варианте также равно современному (сплошные кривые), а в другом — в 10 раз выше (прерывистые кривые). Кривые описывают поглощение до величины 1 эрг/(см2 • с) при ширине полосы 5 нм всего солнечного ультрафиолета с длинами волн от 150 до 180 нм. При содержании О2 в атмосфере ниже 0,001 современного поглощение излучения водой превышает поглощение кислородом. Но при более высоком содержании кислорода его роль сильно возрастает. Тогда водяной пар защищен от солнечного ультрафиолета и диссоциация воды прекращается. саморегулирующего механизма, Порог срабатывания ограничивающего производство О2 неорганическим путем, лежит там, где пересекаются кривые поглощения Н2О и О3. Этот очень важный механизм не позволяет никакому неорганическому процессу поднять содержание кислорода выше 0,001 современного. Следовательно, содержание кислорода могло повыситься только в результате биогенного образования свободного кислорода за счёт фотосинтеза. Здесь следует обратить внимание на одну важную деталь. Описанный механизм в любой атмосфере зависит только от присутствия водяных паров. Уровень содержания кислорода, при котором этот механизм действует, может слегка изменяться в зависимости от колебаний содержания СО2, однако это изменение незначительно. Следовательно, данный механизм должен был действовать не только в примитивной земной атмосфере, но и в любой другой примитивной атмосфере. Он является общим для всех примитивных планетных атмосфер. Самое важное в предложенной американским учёным Юри модели механизма ограничения уровня кислорода в атмосфере состоит в том, что кислород любого происхождения всегда будет подниматься выше, чем вода, остающаяся в «холодной ловушке». Следовательно, за счет высвобождения кислорода при органическом фотосинтезе содержание кислорода в атмосфере также вначале не сможет повыситься. Фотосинтез и фотодиссоциация — неаддитивные процессы. Появление в атмосфере кислорода, высвободившегося при фотосинтезе, должно привести к уменьшению скорости неорганической фотодиссоциации воды. Только когда фотосинтез стал настолько распространенным, что только за его счет, без помощи других процессов содержание кислорода в атмосфере смогло подняться выше 0,001 его современного уровня, «барьер Юри» был преодолен. Таким образом, при содержании кислорода в атмосфере, равном 0,01 современного, должен действовать механизм обратной связи: при превышении этого уровня за счет фотосинтетической активности организмы с факультативным дыханием начинают потреблять кислород, а как только количество кислорода падает ниже этого уровня, переключаются на брожение (эффект Пастера). Теперь мы можем дать предварительное определение бескислородной атмосферы: это атмосфера, в которой содержание кислорода составляет не более 1 % его современного уровня. К сожалению, пока учёные не могут по древним осадочным породам определить содержание кислорода в примитивной атмосфере. Только экстраполяция в прошлое эффекта Пастера, известного у современных микроорганизмов, позволяет сделать определённые выводы. Если дальнейшие исследования покажут, что точка Пастера находится несколько ниже или выше принимаемого уровня, то наше определение придется изменить. Можно было бы сформулировать определение, которое, по-видимому, устоит перед новыми открытиями микробиологов: бескислородной называется атмосфера, в которой содержание кислорода не превышает того уровня, при котором срабатывает эффект Пастера. Но коль скоро мы хотим сопоставить данные микробиологии с данными атмосферной физики, нам следует отдать предпочтение первому определению: в нем указана конкретная цифра. Очевидно, точка Пастера была превзойдена тогда, когда интенсивность органического фотосинтеза увеличилась до такой степени, что кислород стал производиться быстрее, чем он потреблялся в процессах дыхания (а также в процессах окисления поверхностных минералов и других). Вероятно, это произошло тогда, когда развился новый, более эффективный способ фотосинтеза, например когда фотолитотрофный тип метаболизма взял верх над примитивным фотоорганотрофным или когда появилась эукариотическая клетка, обладающая специализированными органеллами для фотосинтеза. Рассмотрев, как солнечный ультрафиолет проходит через атмосферу различного состава, мы должны теперь рассмотреть его проникновение в воду. Ведь ранняя жизнь не могла существовать на суше в непосредственном контакте с атмосферой, через которую свободно проходили смертоносные ультрафиолетовые лучи. Ранняя жизнь, конечно, была защищена от этого излучения или горными породами, или почвой, или водой озёр и морей. Уже тонкого слоя горной породы или почвы достаточно для защиты от коротковолнового ультрафиолета, однако передвижение по порам в толще песка или глины или из одной естественной пещеры в другую весьма затруднительно. В крупных водоемах передвижение организмов требует значительно меньших усилий. Поскольку эволюция предполагает достаточно хорошее сообщение между разными популяциями и биотопами и поскольку на заре развития жизни для защиты от ультрафиолета требовался значительный слой воды, можно предположить, что главную роль в развитии жизни сыграли именно обширные водоемы. В этом разделе мы рассмотрим ограничения, накладывавшиеся на раннюю жизнь проникновением ультрафиолета через атмосферу и верхние слои гидросферы. На графике, приведенном на рис. 9, показано проникновение солнечного ультрафиолета разной длины волны в жидкую воду при разных уровнях содержания кислорода в атмосфере. Рис. 9. Глубина проникновения солнечного ультрафиолета в жидкую воду в различных атмосферах (с содержанием свободного кислорода 0,001: 0,01; 0,1; 1 и 10 [1]. Если бы в атмосфере не происходило поглощения, то ультрафиолет с длиной волны 180 нм проникал в воду менее чем на 1 см, свет с длиной волны около 280 им — почти на 10 м, а красный свет конца видимой части спектра — примерно на 100 м. В примитивной атмосфере, в которой содержание О2 поддерживается за счет регуляторного механизма на уровне около 0,001 современного, картина мало изменится. Но уже при содержании кислорода 0,01 современного должны произойти большие изменения. Смертоносное излучение с длинами волн от 230 до 275 нм задерживается уже в атмосфере, а ультрафиолет с меньшей длиной волны проникает в воду всего на 1 м. При содержании кислорода в 10 раз ниже современного уровня все летальное излучение с длиной волны менее 290 нм поглощается в атмосфере и жизнь может выйти на сушу. Сравнивая рис. 9 с другими рисунками, видно, что график охватывает более широкий участок спектра. Дело в том, что в предыдущем изложении мы интересовались главным образом неорганическими фотохимическими реакциями синтеза «органических» соединений. Такие реакции протекают под действием света с длиной волны до 210 нм. Теперь же нас интересует летальное действие солнечного ультрафиолета на живое вещество, т. е. речь идет уже не о возможности синтеза, а о возможности избежать распада. Живые клетки сильнее всего поглощают ультрафиолет с длиной волны от 240 до 280 нм. Облучение таким светом может быть смертельным даже при энергии ниже установленного нами предела поглощения, т. е. ниже 1 эрг на 1 см2 в спектральном интервале шириной 5 нм. Вот почему сейчас мы будем говорить об ультрафиолете с несколько большей длиной волны. На рис. 9 показано общее поглощение ультрафиолета водой, кислородом и озоном. В чисто теоретическом случае облучения водоема, не защищенного никакой атмосферой, проникновение ультрафиолетового солнечного излучения в воду описывается гладкой кривой (сплошная линия на рис. 9). Вода практически непрозрачна для жесткого ультрафиолета: свет с длиной волны 180 нм пройдет в воде меньше 1 см. Свет с длиной волны около 280 нм пройдет уже около 10 м, прежде чем поглотится; красные же лучи видимого спектра проникают до глубины 100 м. В случае примитивной атмосферы, в которой содержание кислорода не превышает 0,001 его современного уровня, положение изменится слабо. При содержании кислорода до 0,01 современного кривая поглощения имеет уже совсем иной характер. Это связано не с каким-либо изменением свойств самой воды и даже не с действием кислорода, а с тем, что при таком содержании кислорода вступает в игру озон, образующийся в атмосфере из кислорода. Сильное поглощение озоном ультрафиолета с длиной волны от 240 до 270 нм (рис. 7) приводит к ослаблению этих волн уже в атмосфере. Становится также значительным поглощение в атмосфере более коротковолнового излучения, и теперь для полного поглощения солнечного ультрафиолета достаточно слоя воды толщиной всего 1 м. При повышении содержания кислорода в атмосфере до 0,1 современного совместное действие кислорода и озона распространяется до длин волн около 290 нм. Это означает, что весь смертоносный ультрафиолет поглощается в атмосфере. Жизнь уже не нуждается в подводном убежище и может выйти на сушу. Теперь на основе всего того, что было сказано, попытаемся составить представление о том, в каких средах могла существовать ранняя жизнь. Мы видим, что местообитания ранней жизни резко ограничивались тогда двумя факторами. Первый — смертоносное ультрафиолетовое излучение, проникавшее через атмосферу и делавшее сушу непригодной для жизни. Второй — низкий уровень развития самой жизни, которая была не в состоянии извлекать максимум возможного из окружающей среды. При несовместимых с жизнью условиях на суше жизнь могла найти самые разнообразные возможности в воде. Среди водных форм можно выделить три большие экологические группы: 1) нектонные, или активно плавающие животные; 2) планктонные, или дрейфующие формы; 3) бентосные, или обитающие на дне организмы. Во времена ранней жизни, в раннем и среднем докембрии, активно плавающих животных еще не было, так что нектон отпадает. Кроме того, водные организмы не поднимались тогда выше 10 м, ведь только на такой глубине они могли найти защиту от летального действия ультрафиолета. Современные организмы умеют оставаться на нужной глубине, регулируя свою удельную массу. Легко себе представить современные планктонные организмы, всегда живущие глубже, скажем, десяти метров. Они управляют глубиной погружения, изменяя удельную массу одной или нескольких органелл, из-за чего меняется удельная масса всей клетки. В прокариотических клетках органелл нет, поэтому способность изменять свою удельную массу свойственна только эукариотам. прокариотической, Поскольку первобытные ранняя жизнь организмы не была имели возможности управлять глубиной своего погружения. Но в таком случае планктонные организмы постоянно находились бы под угрозой гибели от излучения: волны или течения могли бы выносить их в верхние слои воды. Значит, планктона тогда тоже еще не было. Следовательно, ранняя жизнь была представлена бентосными организмами. Глубины менее 10 м были ей недоступны. С другой стороны, она не могла заходить глубже 50 м, так как ниже этого уровня видимый солнечный свет настолько ослаблен, что органический фотосинтез не может идти здесь достаточно активно. Схема, приведенная на рис. 10, показывает, что в те далекие времена область распространения жизни была ограничена дном озер и морей на глубинах примерно от 10 до 50 м. В океанах жизнь могла существовать только в узкой прибрежной зоне. Но в больших озерах жизнь вполне могла распространиться и по всему дну (если только глубина озера не превышала 50 м). Графики, приведенные на рис. 9, показывают, как с накоплением кислорода в атмосфере для ранней жизни открывались все новые и новые местообитания. Видимо, важнейшие сдвиги происходили при повышении содержания кислорода до 0,01 и 0,1 его содержания в современной атмосфере. Этот процесс показан на рисунке 10. Рис. 10. Схема распространения жизни в условиях примитивной атмосферы. При содержании кислорода, равном примерно 0,01 современного, атмосфера уже поглощала значительную, причем самую опасную для жизни, часть ультрафиолетового солнечного излучения. Остальная часть ультрафиолетового спектра проникала в воду не более чем на 1 м. Учёные предполагают, что в это время уже могли появиться планктонные организмы. Даже если они выносились в верхний, метровый слой воды, то это грозило всего лишь временным воздействием ультрафиолета, поскольку волны и течения довольно быстро вновь уносят организмы из этого сравнительно тонкого слоя. Учитывая, что кратковременное облучение не смертельно, считают, что жизнь уже тогда могла «завоевать море». Еще неизвестно, какую дозу ультрафиолета могли выносить эти организмы и при каком уровне содержания кислорода произошло расширение владений жизни — точно при 0,01 современного или чуть выше или ниже. Это завоевание моря при достижении критического уровня содержания кислорода, соответствующего 0,01 современного, учёные связывают с началом кембрия [1]. Первое массовое появление ископаемых остатков в геологической летописи, о котором так много говорится почти во всех учебниках геологии, заставляет указанных авторов говорить о «взрыве жизни», связанном с завоеванием жизнью новых местообитаний. Следует обратить внимание еще на один аспект накопления кислорода в атмосфере. В условиях равновесия между водой и атмосферой растворимость кислорода в воде тем меньше, чем выше температура и соленость воды. При прочих равных условиях пресная вода содержит примерно на 25% больше кислорода, чем океанская. Следовательно, когда содержание кислорода в атмосфере уже достигло точки Пастера, пресноводные озера быстрее догнали атмосферу, тогда как в океане содержание кислорода ещё могло оставаться ниже этой точки. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ: 1. Berkner L. V., Marshall L. C., On the origin and rise of oxygen concentration in the earth's atmosphere, J. Atmospheric Sci., 22, 225—261 (1965). 2. Berkner L. V., Marshall L. C., Limitation of oxygen concentration in a primitive planetary atmosphere, J. Atmospheric Sci., 23, 133—143 (1966). 3. Ericsson E., Possible fluctuations in atmospheric carbon dioxide due to changes in the properties of the sea, J. Geophys. Res., 13, 3871—876 (1963). 4. Postma H., The exchange of oxygen and carbon dioxide between he ocean and the atmosphere, Neth. J. Sea Res., 2, 258—283 (1964). 5. Rubey W. W., Development of the hydrosphere and atmosphere, with special reference to probable composition of the early atmosphere, Geol. Soc. Am., Spec. Papers, 62, 631—650 (1955). 6. Rutten M. history, G., Geologic data on atmospheric Palaeogeography, Palaeoclimatol., Palaeoecol., 2, 47—57 (1966). 7. Sagan L., On the origin of mitosing cells, J. Theoret. Biol., 14, 225—274 (1967). 8. White D. E., Waring G. A., Volcanic emanations. Data of geochemistry, 6th ed., U. S. Geol. Surv., Profess. Papers, 440-K, 29 (1963).
