В процессе развития Земли происходило изменение не только свойств подстилающей поверхности, но и состава атмосферы и гидросферы. На самых первых этапах эволюции Земли после завершения образования планеты, разогревания ее недр, формирования ядра, приведшим к активным проявлениям магматизма и, в частности, вулканизма, началась дегазация мантии и образование гидросферы и атмосферы.
Что касается химического состава вулканических газов, то, по современным определениям, вулканические газы содержат, прежде всего, значительное количество водяного пара. Например, в газах из базальтовых лав вулканов Мауна-Лоа (Гавайские острова) при температуре 1200 °С содержится примерно 70–80% водяного пара (по объему). Следующей по значению составляющей вулканических газов является углекислый газ; в газах гавайских вулканов его содержится 6–15% (по объему). В вулканических газах содержится сернистый газ SО2 и азот. Встречаются также хлор, метан СН4 (иногда до 3%), аммиак NH3 и другие компоненты (SО2, S, Вг, F, Se, I, В).
Таким образом, можно считать, что на поверхность Земли при дегазации лав поступали пары воды, соединения углерода СО2, СО и СН4, аммиак, сера и ее соединения H2S и SО2, галоидные кислоты НС1, HF, HBr, HI, борная кислота, водород, аргон и некоторые другие газы. Эта первичная атмосфера сначала была тонкой, поэтому ее температура у поверхности Земли была очень близкой к температуре лучистого равновесия, получающейся в результате приравнивания потока поглощаемого поверхностью солнечного тепла потоку уходящего излучения поверхности Земли, пропорциональному четвертой степени температуры этой поверхности (по некоторым предположениям температура могла быть выше, чем при лучистом равновесии, из-за парникового эффекта, создававшегося аммиаком). Эта температура (при современной отражательной способности Земли 0,28) в среднем равна 15 °С, но если принять, что поверхность Земли в катархее напоминала по своим отражательным свойствам лунную поверхность (альбедо 0,07), то средняя температура поверхности (при современном уровне интенсивности солнечного излучения и излучательной способности базальта 0,93) оказывается равной около 5 °С. Таким образом, большая часть водяного пара вулканических газов должна была конденсироваться, превращаясь в воду и образуя гидросферу (Монин А.С., 1982).
Кислые дымы НС1, HF, НВг, аммиак NH3, сера S и ее соединения, значительная часть углекислого газа СО2 растворялись в капельках конденсировавшейся воды и выпадали в виде дождя кислот на поверхности Земли. Эти кислые потоки стекали в пониженные участки первичной поверхности Земли, одновременно реагируя с подстилающими породами и извлекая из них эквивалентное количество щелочей и щелочных земель. По оценке В.М. Гольдшмидта, на 1 кг морской воды приходится 0,6 кг разрушенных горных пород; при их разрушении извлекается и переводится в океан 66% содержащегося в них натрия, 10% магния, 4% стронция, 2,5% калия, 1,9% кальция, 0,3% лития и т.д. Учитывая распространенность этих элементов в породах земной коры можно вычислить получающиеся концентрации соответствующих катионов в морской воде - они совпадают с фактическими характеристиками солености морской воды. В то же время содержание главных анионов в морской воде во много раз выше, чем их количества, которые могут быть извлечены из горных пород. Особенно это относится к хлору и брому, которых в 1 кг современной морской воды в 200 и 50 раз больше, чем в 0,6 кг горных пород. Таким образом, хлор и бром могли попасть в воду только из продуктов дегазации мантии, и мы приходим к одному из основных тезисов А. П. Виноградова: все анионы морской воды возникли из продуктов дегазации мантии, а катионы – из разрушенных горных пород. Таким образом, вода океана оказывалась с самого его образования соленой, а не пресной. Общая соленость первичного океана, определяемая содержанием анионов в продуктах дегазации мантии, была, вероятно, близка к современной, но соотношения катионов могли быть несколько иными, так как горные породы первичной коры были преимущественно ультраосновными и основными, и соотношения Na/K и Mg/K в них были много больше, чем в современных горных породах. Следует отметить, что в водах первичного океана отсутствовал анион окисленной серы — сульфат SO42, что служит одним из свидетельств отсутствия в атмосфере и в океане тех времен свободного кислорода. Таким образом, воды первичного океана были хлоридными, нейтральными (рН ≈ 7) и бессульфатными. Имеются и другие свидетельства отсутствия в древних атмосфере и океане свободного кислорода.
Свидетельства отсутствия в древних атмосфере и океане свободного кислорода. Одним из наиболее важных является высокое значение отношения FeO/Fe2O3, закисного железа к окисному в древних изверженных (и затем метаморфизованных), а также в осадочных породах, особенно в глинах, тогда как в современных океанских глубоководных красных глинах это отношение упало до 1/7. Это относится, в частности, к встречающимся в катархее и архее железным рудам: основной рудной составляющей в них является магнетит — FeO·Fe2O3. Таковы, например, катархейские силикатно-магнетитовые руды приазовского типа. Наконец, в архее часто встречаются осадочные железомарганцевые руды, что также свидетельствует о недостатке кислорода, так как при таких условиях железо и марганец одинаково хорошо подвижны и мигрируют вместе, а при наличии кислорода их геохимические пути расходятся (железо теряет подвижность). Аналогичные свидетельства дает присутствие в древних породах также и других легко окисляющихся, но не окисленных веществ: графита — в мощных слоях катархейских гнейсов и мраморов, лазурита (содержащего Na2S) — в катархейских карбонатных породах, свежих и хорошо окатанных зерен пирита FeS2 и уранинита U3O8 (а кое-где даже урановых смолок UO2) — в нижнепротерозойских золото-ураноносных месторождениях Коли-Калтимо в Финляндии, Блайнд-Ривер в Канаде, Витватерсранд в Южной Африке, Жакобина в Бразилии и в других местах. Наконец, о недостатке кислорода свидетельствуют сравнительно низкие темпы выветривания древних пород (Монин А.С., 1980).