В общем виде эту цепь реакций можно записать так:
Ca2+ + Mg2+ + 2SO42– + 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 (Feа) 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). Feа включает этот элемент в пиритах, а также железо, активное на ранних стадиях диагенеза, т. е. образующее окислы, карбонаты и магнетит. Эмпирически выявлено, что соотношение Feа/ΣFe > 0,38 соответствует бескислородным условиям, а Feа/ΣFe < 0,22 — кислородным; промежуточные показатели истолковать трудно. Кроме того, высокая доля пиритовой составляющей (Feп) в активном железе указывает на сероводородные условия (Feп/Feа > 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.
Глава 15. Эмбриональная стадия Земли
Не только мощные отложения доломитов по всему миру отражают необычность морских обстановок эдиакарского периода. Особое место среди осадочных пород этого интервала и начала следующего, кембрийского, периода занимают фосфориты. Четвертая часть мировых запасов этого ценнейшего сырья для получения удобрений и горючих веществ (в прежние годы оно использовалось также для производства фотохимических реактивов) сформировалась в то время — 635–500 млн лет назад (рис. 13.2а). Содержание фосфата в пересчете на пентоксид фосфора (Р2О5) в месторождениях эдиакарско-раннекембрийского возраста (а их насчитывается более 350) составляет от 15 до 35 %, а запасы пяти самых крупных их них оцениваются более чем в 1010 кг для каждого (промышленными залежами фосфоритов считаются отложения, содержащие более 9 % пентоксида). Две другие эпохи фосфатонакопления приходятся на пермский период и на юрско-четвертичный интервал.
Именно юрские фосфориты в 1829 г. привлекли внимание геолога Уильяма Бакленда на южном побережье Англии. Он писал: «Свидетельство борьбы между собой обитателей нашей планеты, не пресекавшейся из поколения в поколение, — нетленный фосфатный помет, образовавшийся из их переваренных скелетов, который остался замурован в веществе и в фундаменте вечных холмов» — и позднее предположил, что фосфатизированный помет древних существ может использоваться для удобрения быстро истощавшейся почвы. Лишь когда его совету последовали во второй половине XIX — начале XX в. и в Центральной России стали разрабатывать залежи меловых фосфоритовых конкреций (минеральных, обычно округлых стяжений, которые образуются вокруг органических остатков), стало ясно, что масштабы фосфатонакопления вряд ли сопоставимы с деликатным механизмом их образования, предложенным Баклендом.
Советский геохимик Александр Васильевич Казаков в 1937 г. пришел к выводу, что фосфориты формируются иначе — в результате явлений, связанных с океаническим апвеллингом, как называют этот процесс теперь (англ. upwelling — подъем вод). Фосфор, как уже отмечалось в предыдущей главе, — один из важнейших биогенных элементов, без которого невозможно образование органического вещества, поэтому время его пребывания в океане ограничивается 10 000 годами: в виде ортофосфат-иона (РО43–) весь элемент поглощается бактериями и водорослями. Поступает же он только за счет выветривания континентов, главным образом кислых силикатных минералов (потому фосфориты полностью отсутствовали в архее). Далее вместе с органическим веществом фосфат уходит в глубины и при разложении органики вновь возвращается в раствор. В современном океане благодаря органическому «дождю» в год накапливается до 21×103 кг фосфата на 1 км2. Обогащенные фосфатом холодные подкисленные донные воды как часть системы океанических течений поднимаются наверх у западных берегов континентов. Это и есть апвеллинг. В зонах апвеллинга, особенно у берегов Перу — Чили и Намибии, «созревает» новый обильный урожай фитопланктона, на котором развиваются личинки разных животных и т. д. — по всей пищевой цепочке вплоть до крупных моллюсков, ракообразных и рыб. Именно поэтому, хотя зоны апвеллинга занимают всего 12 % площади океана, на них приходится 50 % продуктивности океана, чем пользуется человек. Фосфат же отчасти возвращается на сушу в виде помета морских рыбоядных птиц — гуано, являющегося ценнейшим удобрением.
