Заканчивая на этом изложение истории кислорода в атмосфере и гидросфере, отметим, что в настоящее время годовая продукция кислорода, выделяемого всеми растениями в море и на суше, имеет порядок 100-150 млрд. т (и распределяется между морем и сушей приблизительно поровну, составляя в море около 10% продукций массы водорослей). При таком темпе весь кислород атмосферы - порядка 103 триллионов т - был бы создан всего за десяток тысячелетий, однако практически весь продуцируемый сейчас кислород затрачивается на дыхание животных и на окисление органических остатков, вулканических газов и разрушающихся горных пород.
Остановимся теперь вкратце на истории углекислого газа. Первоначально он попадает в атмосферу и гидросферу, несомненно, в продуктах дегазации мантии, в которых образуется путем высокотемпературных каталитических реакций графита с водой (ЗС+2Н2O → СН4+2СО, С+Н2О → СО+Н2, С+2Н2O → СO2 + Н2), разложения карбидов (например, карбида железа: Fe3C+2FeO → 5Fe+CO2), температурной диссоциации первичных карбонатов (например, СаСO3 → СаО+СO2), а затем также путем окисления метана и СО вулканических газов. Удаление углекислого газа из атмосферы и гидросферы происходит главным образом при образовании карбонатов - в результате как химических реакций (см. на с. 57 реакции серпентинизации оливинов и каолинизации анортитов), так и биологических процессов (образование карбонатных оболочек и скелетов организмов); некоторая доля СO2 тратится также на образование органического вещества в процессе фотосинтеза растений. Согласно подсчетам О. Г. Сорохтина [23], химическое осаждение карбонатов все время ограничивалось лишь количеством СO2, тогда как вторая необходимая составляющая карбонатов - гидроокислы кальция, магния и железа - всегда находилась в большом избытке.
В катархее карбонатных пород немного; укажем прежде всего мраморы и известковистые кристаллические сланцы Прибайкалья, Побужья, Памира (Ваханская серия) и юго-восточной Канады (серия Гренвилл), образовавшиеся, вероятно, из сульфатно-сернистых известняков и доломитов. В архее карбонатных пород, пожалуй, еще меньше. В нижнем протерозое, когда появился кислород, выросло количество С2, морская вода стала хлоридно-карбонатной и в ней образовалось карбонат-бикарбонатное равновесие, появились и мощные слои карбонатных осадочных пород, прежде всего доломитов химического происхождения (при большом содержании СO2 и высоком щелочном резерве в морской воде доломитовое вещество насыщает воду и выпадает в осадок легче, чем СаСO3); примером может служить мощная доломитовая свита Трансвааля возрастом около 2 млрд. лет.
В дальнейшем в карбонатных породах наблюдается некоторый рост доли кальцита за счет доломитов (объясняемый, вероятно, снижением щелочного резерва морской воды; Р. В. Фэйрбридж [31] считает, что значение рН воды в среднем и верхнем протерозое могло падать до 4-5), а также увеличение доли карбонатов биологического происхождения.
В венде содержание СO2 в океане, по-видимому, уменьшилось (возможно, вследствие затрат углекислоты при фотосинтезе водорослей), морская вода приобрела хлоридно-сульфатный характер, и значение рН в ней опять достигло 7, допустив в некоторой мере образование карбонатов; может быть, это и содействовало появлению скелетов у животных в начале фанерозоя.
Позже, 360-280 млн. лет тому назад, развитие фотосинтезирующей растительности на суше привело, вероятно, к новому уменьшению содержания СO2 в атмосфере, а потому и в океане, и значение рН в морской воде выросло до современного уровня 7.5-8.5. Это, вероятно, содействовало вспышке в развитии организмов, выделяющих известь, - кокполитовых водорослей и одноклеточных животных - корненожек фораминифер (возникших еще в начале фанерозоя; в рассматриваемый период наибольшее развитие имели фораминиферы надсемейства фузулинид). После некоторого спада такая вспышка повторилась 130-70 млн. лет тому назад, обусловив массовое выпадение биогенных карбонатных осадков мелового периода (причем наибольшее развитие из фораминифер имели нуммулитиды). В настоящее время накопление карбонатов в Мировом океане происходит почти исключительно биологическим путем (причем основную роль в нем играют планктонные фораминиферы - в холодных и умеренных водах глобигериниды, а в теплых - глобороталлииды).