Глава 8. Когда раскрылся железный занавес
Состав Мирового океана как водного тела тоже в значительной степени определяется наличием в воде живых существ. Например, в современных морях продолжительность пребывания атомов кремния, фосфора, углерода, азота и кальция составляет всего от 10 до 100 лет (что на порядок ниже ожидаемой продолжительности, исходя из атомной массы этих элементов и объемов их поступления в океан), тогда как атомов натрия и хлора — 50 000 лет. Обусловлена эта разница тем, что Si, P, C и Ca являются биогенными элементами и востребованы живыми существами для создания органических и неорганических (скелет) тканей. Эти элементы очень быстро изымаются из раствора, а невостребованные Na и Cl накапливаются, и морская вода приобретает вкус поваренной соли. Если бы не организмы, то состав океана регулировался бы только притоком элементов (реки, подземные воды, вулканические и гидротермальные выделения, растворение океанической коры) и их стоком (формирование эвапоритов, глубоководных сульфидов, испарение и поглощение океанической корой). Впрочем, со временем организмы смогли вмешаться даже в эти физико-химические процессы.
Углерод, как основа всех органических соединений, конечно, был востребован всегда, и, скажем, на Карельском щите нефтяные залежи появились уже 2 млрд лет назад, раскинувшись на площади более 10 000 км2 и накопив 25 × 1013 кг углерода. Такие масштабы «нефтеобразования» свидетельствуют о высокой продуктивности палеопротерозойского океана. Понятно, что с тех пор органика обернулась почти графитом, на 98 % сложенным углеродом, а особые горные породы получили название шунгитов по карельскому поселку Шуньга. Часть углерода вместе с кальцием осаждалась строматолитовыми микробными сообществами.
Железо — тоже важный биогенный элемент — в современном мире даже не успевает раствориться, смешаться с мировыми водами (продолжительность его пребывания ничтожно мала) и прямо на месте, скажем после извержения вулкана, «съедается» фитопланктоном. Пока жизнь пребывала в прокариотном состоянии, кремнезем никем еще не потреблялся, и на дне архейских и протерозойских морей осаждались неорганические кремневые слойки, исчезнувшие в фанерозойском эоне с появлением первых же организмов, начавших строить кремневый скелет. А когда организмы уже «осознали» важность железа, но еще не придавали значения кремнию, образовались необычные полосчатые железистые кварциты. Тем более что железа в океане было предостаточно: оно выносилось вместе с гидротермальными растворами в области развития срединно-океанических хребтов и поступало с суши, где пока еще разрушались в основном мафические породы.
Обилие неокисленных ионов металлов, растворенных в морской воде, препятствовало накоплению кислорода, хотя цианобактериальные сообщества поставляли его как побочный продукт фотосинтеза. Весь свободный кислород до поры до времени уходил на связывание ионов железа и ряда других металлов. Следы этого процесса не просто сохранились в недрах планеты, а кажутся сейчас природной аномалией. Время золотой аномалии пришлось на архейский эон — 3,8–2,5 млрд лет назад. Время железной аномалии наступило в конце архея — в палеопротерозое — 2,6–1,85 млрд лет назад. Именно тогда сформировались основные железорудные провинции: Курская магнитная аномалия (Украинский щит), озеро Верхнее, включая формацию Ганфлинт, и Садбери (Канадский щит), Железорудный четырехугольник (Quadrilátero ferrífero, кратон Сан-Франсиску, Бразилия), формация Хамерсли (Австралийский щит), Бушвельд (Каапвааль) — в общей сложности более половины мировых балансовых запасов (только в Курской аномалии сосредоточено свыше 55 × 1012 кг железа) (рис. 4.1и). В отличие от фанерозойских руд, представляющих собой болотные и морские железные оолиты (микросферы из глинистых минералов железа) и гидротермальные сульфиды, все раннепротерозойские рудные тела, а также небольшое число архейских и позднепротерозойских — это железистые полосчатые кварциты, т. е. чередование слоев (от субмиллиметровой до метровой мощности) кварца (40–50 %) и минералов железа (20–40 %): магнетита (Fe3O4), гематита (Fe2O3), сидерита (FeCO3) и некоторых других. Считалось, что все эти минералы в равной степени первичны, т. е. отлагались непосредственно в момент рудообразования, причем в глубоководных бассейнах.
Однако изучение форм нахождения железа (соотношение Fe3+/ΣFe) показало, что первичны карбонаты (в том числе сидерит), поскольку океан был насыщен ионами бикарбоната (HCO3—), и железосодержащие глинистые минералы, а окислы (магнетит, гематит и пр.) образовались при последующем преобразовании осадочных пород — диагенезе. В свою очередь, исследования особенностей осадконакопления выявили приуроченность полосчатых руд к мелководью — там, где ощущалось влияние морских волн. (В некоторых рудных залежах даже можно сосчитать приливно-отливные циклы, как в тайдалитах.)
Формирование полосчатых железных руд происходило примерно так: в теплые сезоны, когда процветал бактериопланктон, закисное железо (Fe2+), поступавшее в океан из гидротермальных источников, окислялось на огромных (десятки тысяч квадратных километров) шельфах. Окисляли железо фотоавтотрофные бактерии-микроаэрофилы (они довольствуются ничтожным содержанием кислорода в среде), анаэробные бактерии, а также свободный кислород цианобактериального происхождения или, например, воздействие коротковолнового излучения. Впрочем, абиогенное фотоокисление Fe2+ происходит почти незаметно и очень медленно по сравнению с возможностями микроорганизмов, которые ускоряют этот процесс в 50 раз. Затем окисное железо (Fe3+) и/или его гидроокислы, связанные органическим веществом, осаждались на дно. В осадке благодаря окислительно-восстановительным реакциям, осуществляемым ферментирующими и Fe3+-восстанавливающими бактериями, высвободившиеся ионы Fe3+ попадали в щелочную среду, где и формировались первичные минералы железа, названные выше. Дальнейший диагенез преобразовывал эти минералы в современный ряд окислов. В холодное время года деятельность планктонного рудообразующего сообщества приостанавливалась, и на дне преимущественно оседали частицы кремнезема, поступавшего за счет выветривания суши. Растворенный кремнезем абсорбировался на поверхности Fe2-гидроокислов и оседал на дно. Там гидроокислы реагировали с органическим веществом, а кремнезем высвобождался и уходил в поровые растворы в осадке, где и образовывались кремневые прослои. И так из года в год — на протяжении тысячелетий.
Разумеется, для осуществления всей этой цепочки биохимических реакций требовалось, чтобы закисное железо, поступавшее из гидротерм, попадало в фотическую зону, на мелководье, в неокисленном виде. Из этого следует, что и вся толща океана была закисной, кроме, разве что, самых верхних метров (рис. 4.1з). Подобные процессы наблюдаются в некоторых современных озерах со стратифицированной (разделенной на несмешивающиеся слои) водной толщей, например в Матано на острове Сулавеси (Индонезия). В нижнем, бескислородном слое этого озера обитают зеленые серные бактерии, которые используют Fe2+ в качестве донора электрона, и на дно оседают «зеленая ржавчина» — карбонатный минерал смешанного Fe2+/Fe3+ состава — и магнетит. Изучая жизнедеятельность подобных бактерий, и удается представить мир прошлого. Однако масштабы современного рудообразования несоизмеримо меньше и ограничены пространством болот и озер.
