Текст книги "Сотворение Земли. Как живые организмы создали наш мир"

Глава 13
Задержка в развитии

Хотя эукариоты возникли в середине палеопротерозойской эры (2,1–1,8 млрд лет назад) и в течение мезо-неопротерозойского интервала постепенно становились разнообразнее и обильнее, их остатки встречаются не так уж часто. А вот осадочные слои эдиакарского периода буквально переполнены ископаемыми. Получается, что на протяжении миллиарда лет что-то тормозило темпы эволюции.

Американский геохимик Роджер Бюик, в 1995 г. изучавший мезопротерозойские отложения на северо-западе Австралии, даже охарактеризовал данный интервал словами Уинстона Черчилля, перефразируя историческое выражение премьер-министра Великобритании: «Никогда еще в истории Земли не случалось так мало за так много времени». А в научную литературу временной отрезок от 1,85 до 0,85 млрд лет вошел как «скучный миллиард».

Замерло накопление фосфоритов и гипсов, не образовывались шунгиты и другие богатые органическим веществом породы, даже оледенения прекратились (гуронская гляциоэра закончилась 2,24 млрд лет назад, а криогеновая началась лишь полтора миллиарда лет спустя). За время «скучного миллиарда» разнообразие акритарх – самой распространенной группы эукариот – оставалось практически неизменным, как и сами акритархи (одни и те же формы существовали от 0,4 до 1,1 млрд лет каждая), а темпы захоронения органического вещества были настолько низкими, что даже кривая соотношения углеродных изотопов превратилась в прямую, словно кардиограмма покойника (рис. 4.1е, м). Особенно это выпрямление бросается в глаза на фоне резких изотопных пиков Ломагунди-Ятулий (2,32–2,06 млрд лет назад), доходивших до +13‰ – предельного значения этого показателя за всю историю Земли (рис. 4.1е). Вполне возможно, что именно заторможенную эволюцию эукариот и невысокую их продуктивность мы и наблюдаем в виде спрямленной изотопной кривой.

Само по себе событие Ломагунди-Ятулий, отразившее в изотопной летописи захоронение значительных объемов неокисленного органического вещества, должно было предопределить дальнейший рост содержания кислорода в атмосфере, раз уж этот окислитель оставался невостребованным. Если предположить, что уровень этого газа, начиная с Великого кислородного события, постоянно повышался, как многие предполагали несколько лет назад (да и сейчас тоже), почему эволюция эукариот не спешила?

Современные геохимические и седиментологические исследования протерозойских отложений выявили, что темпы обогащения атмосферы кислородом были сильно преувеличены. Возьмем для примера два геохимических индикатора – уран и йод (а можно взять молибден, ванадий, рений, хром) – элементы, являющиеся показателями окислительно-восстановительной обстановки, время пребывания которых в океане на порядок превышает время перемешивания водных масс. В кислородной атмосфере уран в форме U⁶⁺ выносится с суши и растворяется в бескислородных глубинах, а накопление этого элемента, восстановленного до U⁴⁺ в виде уранинита (UO₂), прямо зависит от уровня его концентрации в водной толще. Йод в форме йодата (IO₃^–) растворим только в водах, насыщенных кислородом, и лишь в этой форме улавливается карбонатами кальция; при понижении содержания кислорода IO₃^– -ион восстанавливается (микробами или фотохимическим путем) до иодида (I^–), который с карбонатами не взаимодействует. Поэтому соотношение I/(Ca+Mg) можно использовать для установления окислительно-восстановительных условий на мелководье, тогда как данные по урану позволяют понять, что происходило в глубинах океана.

А теперь посмотрим, как вели себя индикаторы окислительно-восстановительного состояния среды на протяжении протерозойского эона. Оба элемента, уран и йод, образуют заметные концентрации в слоях Ломагунди-Ятулий (к этому же интервалу приурочены и крупнейшие месторождения урановых руд), но, можно сказать, сходят на нет, т. е. к фоновым показателям в земной коре, в отложениях «скучного миллиарда». Лишь с началом криогеновых оледенений их концентрация вновь начинает расти. Графики возрастного распределения в осадках U и I/(Ca+Mg) поэтому выглядят как двугорбые удавы: один горб приходится на Великое кислородное событие (2,32–2,06 млрд лет), другой – на неопротерозойский рост уровня кислорода (0,635–0,570 млрд лет). Между горбами – почти прямая (рис. 4.1в – д). Миллиард лет бескислородного океана.

Конечно, водная толща и тем более атмосфера не были полностью лишены этого газа (все-таки уже не встречается ни окатанный пирит, ни перемытый уранинит, но обычны красноцветы): верхние метры благодаря волнению и штормам постоянно аэрировались. Иначе бы эукариотам не то что эволюционировать, пусть и медленно, просто выжить было бы невозможно. Что находилось глубже? Океан Кэнфилда: закисные и сероводородные воды. Закисные, поскольку ионы железа (Fe²⁺) продолжали поступать из гидротерм, но не окислялись и оставались в растворе, создавая километровый донный слой, лишенный кислорода и обогащенный железом. Сероводородные, потому что пирит на суше все-таки окислялся до сульфата, который выносился в океан и вновь восстанавливался до сульфида, образуя сероводородный прослой между аэрируемым мелководьем и «железными» глубинами. Одновременно прибрежный (в пределах 100 км) слой растворенного сероводорода не давал Fe²⁺ просочиться в обогащенные кислородом поверхностные воды, превратиться в Fe³⁺ и осесть в виде гидроокислов. Это явление, кстати, и обусловило конец «железного века» – времени формирования полосчатых железных руд (рис. 4.1и).

Трехэтажный океан мог, подобно «трехэтажному “Русскому слову”», как назвал Николай Эрдман издательство сытинской газеты в Москве на Тверской, стоять в веках. Что и случилось. Правда, изначально протерозойский океан был двухэтажным: кислородный верхний слой и закисный нижний, который около 1,85 млрд лет назад частично заместился сероводородным (современным аналогом подобного водоема служит Черное море). В отложениях такого океана изотопная подпись сульфатвосстанавливающих бактерий обрела четкость: значения Δ³⁴S (разница между показателями соотношения изотопов серы – δ³⁴S – в сульфидах и сульфатах) достигли –45‰ против архейских –20‰. Эта разница и указывает на активность восстановителей сульфата. Как результат, из морских отложений исчезли сульфаты кальция (гипс и ангидрит), появившиеся было в начале палеопротерозойской эры.

При таких условиях из-за низкого содержания биогенных элементов упала продуктивность цианобактерий и первых водорослей, что и выразилось в выпрямлении изотопной кривой углерода. (Такие лимитирующие элементы, как Mo, Zn, Cu и Cd, либо плохо растворяются в бескислородной среде, либо быстро связываются HS^– и уходят на дно, а РО₄^2– реагирует с FeOOH.) Кроме того, низкое содержание в океане меди, необходимой цианобактериям для завершения цикла денитрификации (превращения N₂O в N₂), могло привести к тому, что в атмосфере оказалось в 15–20 раз больше закиси азота, чем сейчас. При низком уровне кислорода, несмотря на распад молекул N₂O под действием солнечных лучей, этот парниковый газ концентрировался в атмосфере, так же как и СН₄, другой побочный продукт бактериальной деятельности в закисно-сероводородном океане. Земля согрелась вновь, хотя Солнце все еще оставалось слабым (примерно 85 % от современного уровня), и не остывала вплоть до криогенового периода.

Основными производителями органического вещества стали аноксигенные фототрофы (например, зеленые и пурпурные серные бактерии). Последние используют H₂S и окисляют его на свету до S⁰ или SO₄^2–. Как видно, кислород побочным продуктом такого фотосинтеза не является, потому подобные микробы и называются «кислороднеобразующими» – аноксигенными. (Возможно, и первые цианобактерии использовали ту же фотосистему, которая мало чем отличается от их фотосистемы II, переключающейся при необходимости с расщепления воды на сероводород.) Так что кислород вполне закономерно не накапливался. Более того, аноксигенные фототрофы перехватили у цианобактерий поток азота, поступавшего в виде NO₃^– и NН₄⁺ из глубин океана, и те, оставшись на голодном пайке, еще больше снизили свою продуктивность (азот жизненно необходим как основа аминокислот), а значит, упал и побочный выход кислорода.

Не только океан остался закисным и сероводородным. Такая же обстановка складывалась в мелководных озерах, что предопределялось довольно низким уровнем кислорода в атмосфере. При невысокой, менее 0,02–0,2 %, концентрации этого газа не происходит окисление Cr³⁺ до Cr⁶⁺, сопровождающееся фракционированием изотопов – δ⁵³Cr (⁵³Cr/⁵²Cr), и, как следствие, признаки такого процесса в палеопочвах того времени отсутствуют.

С учетом всех приведенных показателей, в течение «скучного миллиарда» содержание кислорода в атмосфере вряд ли превышало 0,02 % (или 0,1 % от современного уровня). Кислород просто не мог накапливаться – огромные его объемы расходовались на окисление железа, содержавшегося в мафических породах на суше, а также урана, сульфидов, многих других элементов и соединений. Раннепротерозойская «кислородная оттепель» продлилась недолго.

А наиболее твердым подтверждением бескислородных обстановок являются сами геологические породы. Например, для ранне– и мезопротерозойских морских отложений типичны структуры «коренных зубов» – причудливая система трещин в карбонатах, заполненных тонкими слойками изометричного морского цемента (рис. 13.1). Очевидно, что затвердевшие на дне осадки, скорее всего, растрескивались в результате подводных землетрясений. Почему же тогда «коренные зубы» сидят только в карбонатах определенного возраста, если Землю трясло всегда? Для уникальных явлений должны существовать не менее уникальные объяснения. Скажем, если по трещинам просачивался метан, то сульфатвосстанавливающие бактерии и метанокисляющие археи, предпочитавшие бескислородные условия, быстро заселяли образовавшиеся пустоты и, окисляя просачивавшийся газ, могли бы способствовать садке одной из нестабильных форм карбоната кальция – фатерита, магнезиального кальцита или арагонита:

CH₄ + SO₄^2– → HCO₃^– + HS^– + H₂O.

И как раз на дне протерозойского океана установились уникальные условия, где в бескислородной обстановке могли сосуществовать подобные микробные сообщества, оставившие еще один неизгладимый след своей жизнедеятельности – шурамскую углеродную аномалию возрастом 565–550 млн лет. Вади-Шурам – это один из богатых нефтью районов на востоке Омана. Здесь при нефтепоисковых работах, которые включают тщательные геохимические исследования, эту аномалию, достигающую –12‰ δ¹³C, и обнаружили (рис. 13.2л). Позже выяснилось, что резкий отрицательный сдвиг изотопной подписи присутствует в одновозрастных карбонатах повсеместно. Еще более удивительным оказалось то, что аномалия охватывала существенный временной интервал – около 8 млн лет. Для того чтобы рассчитать ее длительность, были использованы методы циклостратиграфии, позволяющие определить скорость накопления морских осадков (в данном случае – 0,05–0,08 м за 1000 лет) исходя из периодичности орбитальных циклов Земли.

Осталось только объяснить, как в течение 8 млн лет поддерживались столь отрицательные соотношения изотопов углерода. Ведь для этого должно было накопиться столько органического вещества, что на его окисление потребовалось бы в несколько раз больше кислорода, чем его содержится во всей современной атмосфере и гидросфере, вместе взятых. А речь ведь идет о почти бескислородных временах. Однако шурамская аномалия сопровождается и заметным отрицательным сдвигом в изотопной подписи серы, причем как в сульфатах, так и в сульфидах. Значит, дело не в объемах захороненного органического вещества, а в тщательности фракционирования изотопов серы и углерода: без сульфатвосстанавливающих микробов в появлении этого феномена не обошлось, причем только в том случае, если им старательно помогли метанобразующие археи и метанокисляющие бактерии. Если эти прокариотные сообщества были изолированы в глубинах океана, а так, учитывая его трехэтажное строение, и было, то совместными усилиями они и смогли добиться столь невероятно отрицательных показателей.

Есть и еще более внушительные свидетельства своеобразия протерозойского морского осадконакопления – целые горные массивы.

Глава 14
Доломитовые Альпы

Многие минералы названы в честь регионов, где были открыты или получили распространение (мусковит – от Московии, где эту слюду вставляли в окошки; антарктицит – от Антарктиды; висмутин – от рудника Визенматт в Германии, и от него же произошло название металла висмут). Однако Доломитовые Альпы – горы на северо-востоке Италии – сами получили имя по наиболее обычному в этом и других альпийских горных массивах минералу – доломиту [CaMg(CO₃)₂].

Доломит часто встречается не только в Альпах: это один из самых распространенных на планете минералов, почти нацело слагающий одноименную осадочную породу. Минерал же назван в честь французского геолога Деода де Доломье, изучавшего Северную Италию во второй половине XVIII в. и обратившего внимание на странную породу: очень похожа на известняк (карбонат кальция), но в кислоте растворяется плохо. Поскольку доломит не очень чувствителен к слабым кислотам, включая воду, эта порода часто образует скальные останцы. Особенно много таких останцев сложено нижнетриасовыми (в Альпах как раз они и преобладают) и протерозойскими доломитами. И не только венчающего типа.

По всему миру – на Сибирской платформе и платформе Янцзы (Южный Китай), по периферии Гондваны (Испания, Марокко, Оман, Иран, Индия) и в западной части Лаврентии (Северная Америка) – при переходе от эдиакарских отложений к кембрийским белые и желтые доломиты довольно резко сменяются красными, зелеными или иссиня-черными известняками и фосфоритами. Конечно, эта внезапная, глобальная «смена парадигм» давно притягивала взгляды ученых: были написаны сотни статей о природе этого явления, а загадку доломитов объявили одной из самых неразрешимых проблем седиментологии. Однако в большинстве своем авторы опирались на представления о том, как доломиты образуются в наши дни – либо в условиях себхи (засолоненного побережья при повышенных температурах, как в Персидском заливе), либо при вторичном замещении в известняках части ионов кальция на магний (опять же повышенные температуры и минеральные растворы). Исходя из физико-химических расчетов предполагалось, что доломит с совершенной кристаллической решеткой вообще не может осаждаться в «комнатных условиях» – прямо из морской воды: для его кристаллизации в больших объемах требуется огромная активационная энергия, уровня которой ионы достигают только в теплом перенасыщенном растворе. И чем выше температура, тем быстрее идет реакция. Раз так, «доломитовые моря» – это время больших концентраций углекислого газа в атмосфере, парникового эффекта и жаркого климата. Или просто результат «старения» отложений: чем больше возраст карбонатов, тем выше вероятность, что они затронуты вторичными преобразованиями. Например, в нижнекембрийских отложениях доломитизации подверглись многие рифовые комплексы, поскольку известковые скелеты организмов-рифостроителей и отчасти морской цемент имели высокомагнезиальный состав. При этом, конечно, от первичных скелетов и кристаллов остаются лишь невразумительные пятна.

Однако временное распространение доломитовых толщ совершенно не совпадает с парниковыми эрами, а криогеновые и эдиакарские доломиты не производят впечатления сильно измененных отложений: в них прекрасно различимы очень тонкие первичные структуры – корочки морского цемента, где виден каждый кристалл, косослоистые оолитовые пески, обильные бактериальные маты (рис. 14.1).

Может, в этих структурах и кроется секрет доломитов? Действительно, на Земле есть силы, способные преодолеть вроде бы незыблемые ограничения физико-химических реакций. Это, конечно, организмы: в современных лагунах Те-Куронг (Южная Австралия) и Вермелья (Бразилия) бактериальные сообщества не только образуют строматолиты, но и создают их из… доломита (рис. 14.2). Причем лагуны эти не отличаются повышенными температурами. Если в естественных условиях бактерии-доломитообразователи обнаружили лишь в самом конце прошлого века, то экспериментально процесс был доказан еще в 1908 г. российским микробиологом Георгием Адамовичем Надсоном. Кстати, попытки вырастить доломит, воспроизводя условия себхи с использованием раствора, перенасыщенного ионами магния и карбоната, и высокие темпы испарения, успехом не увенчались: получался исключительно арагонит, в кристаллическую решетку которого магний вообще не входит.

Образование доломита можно описать следующей формулой:

Ca²⁺ + Mg²⁺ + 2CO₃^2– ↔ CaMg(CO₃)₂.

Или в случае вторичного замещения:

2CaCO₃ + Mg²⁺ ↔ CaMg(CO₃)₂ + Ca²⁺.

Но для протекания этих реакций, как уже отмечалось, требуются повышенные температуры. Сульфатвосстанавливающие бактерии условия «игры» меняют: изымая SO₄^2–, который, как более активный, конкурирует с НCO₃^– за Mg²⁺ и тем самым препятствует осаждению доломита, они создают бескислородную щелочную среду. В таких условиях при «комнатной» температуре и преодолевается кинетический барьер кристаллизации этого минерала, поскольку SO₄^2– затем восстанавливается до H₂S, а Mg²⁺ снова высвобождается и реагирует с НCO₃^–, выделяющимся при обмене веществ. Все, что нужно сульфатвосстанавливающим бактериям (а именно они способствуют формированию доломитовых кристаллов), – это приток ионов кальция, магния и сульфата, а также наличие органического вещества. Ионы в достаточных объемах поступают с суши, а органика образуется при жизнедеятельности других членов бактериального сообщества и за счет отмершего планктона. Дело остается за малым – изменить параметры среды так, чтобы на дне водоема начали развиваться зародыши кристаллов (менее 5 мкм величиной). В меньшей степени создавать среду, благоприятную для осаждения доломита, способны аэробные галофильные бактерии и метанобразующие археи.

В общем виде эту цепь реакций можно записать так:

Ca²⁺ + Mg²⁺ + 2SO₄^2– + 2CH₃COOH ↔ CaMg(CO₃)₂ + 2H₂S + 2H₂O + 2CO₂.

Как следует из формулы биохимических преобразований, результатом деятельности подобных микробных сообществ являются не только доломитовые отложения, но и бескислородная сероводородная среда, а также выход углекислого газа (рис. 13.2в, и).

Следы именно таких обстановок и сохранили криогеновые и эдиакарские доломиты. Сами доломитовые кристаллы тоже не вполне обычны: они удлиненные и содержат обильные включения, а зоны роста у них имеют совершенную ромбоэдрическую форму. Особенно хорошо зональность самых ранних (по времени образования) доломитовых кристаллов выявляет катодолюминесцентный анализ тонких срезов образцов морского цемента (рис. 14.3). Тусклые люминесцентные зоны отличаются повышенным содержанием железа и марганца, а яркие – только марганца. Следовательно, во время роста кристаллов ионы этих элементов находились в растворе, что тоже возможно только в бескислородном океане.

Конечно, этот вывод необходимо подтвердить и с помощью других методов – проанализировать, как меняются соотношение I/(Ca+Mg), активного железа (Fe_а) к общему содержанию этого элемента (ΣFe) в породе и другие геохимические показатели, причем не только в доломитах, но и в других отложениях того времени (рис. 13.2б, г, и). Fe_а включает этот элемент в пиритах, а также железо, активное на ранних стадиях диагенеза, т. е. образующее окислы, карбонаты и магнетит. Эмпирически выявлено, что соотношение Fe_а/ΣFe > 0,38 соответствует бескислородным условиям, а Fe_а/ΣFe < 0,22 – кислородным; промежуточные показатели истолковать трудно. Кроме того, высокая доля пиритовой составляющей (Fe_п) в активном железе указывает на сероводородные условия (Fe_п/Fe_а > 0,7–0,8). И все эти вещественные данные свидетельствуют: да, океан позднекриогеновой-эдиакарской поры (740–550 млн лет назад) был доломитовым (с повышенным содержанием магния по отношению к кальцию) и бескислородным – закисным на глубине, сульфидным ближе к поверхности.

Несмотря на неблагоприятную (правда, исключительно с нашей точки зрения) обстановку, своеобразная жизнь протекала и в сероводородных морях. Внушительным прижизненным памятником сероводородным микробным сообществам служат криогеновые доломитовые рифы. Такие рифы совсем не были похожи на постройки губок или кораллов, даже на сооружения цианобактериальных сообществ: гигантскими – до 400 м высотой – крутыми подводными стенами они опоясывали австралийскую часть Гондваны и Лаврентию, не приближаясь к поверхности моря ближе чем на 150 м. Гребни этих «мегалитов» были сложены доломитовыми строматолитами, фундамент – странными каменными пузырями, тоже доломитовыми. И в холодноводных морях развивались подобные сообщества, хотя доломит там, конечно, почти не формировался. Например, на Балтии на сероводородные условия указывают обильные и разнообразные, переполненные кристалликами пирита оболочки и чехлы серных бактерий – коккоидных, возможно, пурпурных и нитчатых зеленых. А вот остатки каких-либо животных в этих отложениях отсутствуют.

Уровень кислорода повышался постепенно, и даже в палеозойскую эру вплоть до начала каменноугольного периода содержание этого газа в атмосфере колебалось от 4 до 13 % (рис. 13.2к). В течение эдиакарского и кембрийского периодов рост содержания кислорода был замедленным, и резкие скачки перемежались с длительными интервалами, когда открытый океан был закисным и сероводородным (рис. 13.2и). Первые такие «всплески» последовали за маринойским и гаскьеским оледенениями (около 635 млн и 580 млн лет назад), остальные отвечали эпизодам, когда захоронение неокисленного органического вещества шло повышенными темпами (540, 530 и 520 млн лет назад). Об этом можно судить по синхронным положительным сдвигам в изотопной подписи углерода (до +4‰) и серы (до +20‰), т. е. по обогащению океана тяжелыми изотопами за счет легких, которые потребляли, соответственно, фототрофы и восстановители сульфата (рис. 13.2в, л). Если рассчитать, каким объемам выделенного кислорода отвечают такие изотопные соотношения, то получится около 4–13 %.

И все-таки большая часть океана оставалась анаэробной. Удивительно, что в таком океане организмы жили и эволюционировали.