Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 4
Текст из файла (страница 4)
Поэтому представляется, что именно фосфор, поступающий вокеаны при выветривании изверженных пород, формирует верхний предел для развитияпланктона (Шопф, 1982). Поскольку растворимость фосфора в воде всегда конечна, томожно принять, что скорость биогенного выделения кислорода в докембрии и раннем282палеозое (т. е. до появления наземной растительности) была пропорциональна массе водыв океанах, которая нам известна (см. раздел 9.1). В этом случае сравнительно простоудается рассчитать и графики накопления биогенного кислорода в осадочных резервуарах,и скорости развития этих процессов (рис. 10.5).Рис.
10.5. Накопление связанного кислорода в резервуарах осадочных пород и в атмосфере с указаниемисточников поступления кислорода (Сорохтин, Ушаков, 1991)Аналитически оценить парциальное давление кислорода в атмосфере сложнее,поскольку оно зависело от нескольких трудноопределимых геохимических условийвыделения и поглощения кислорода, господствовавших только в глубоком докембрии и неповторявшихся впоследствии.
Надо также иметь в виду, что поступление кислорода ватмосферу определяется равновесием между двумя мощными процессами генерации ипоглощения кислорода, а характеристики этих процессов известны недостаточно точно.Поэтому надо попытаться восстановить основные закономерности измененияпарциального давления кислорода в атмосфере только по геохимическим данным. Такиереконструкции делались неоднократно и ранее (Urey, 1959; Walker, 1977; Шопф, 1982; идр.).Анализируя геологические данные, приходится признать, что парциальноедавление О2 в архейской и раннепротерозойской атмосфере было очень низким. Хотя вархее из-за более низкого содержания свободного железа в конвектирующей мантии надучастками зонной дифференциации земного вещества (см. рис.
4.3 и 4.10) парциальноедавление кислорода могло быть несколько выше, чем в раннем протерозое во времямассовых отложений железорудных формаций. Обычно в качестве аргументов ссылаютсяна геохимические характеристики древних осадочных образований, которые можноинтерпретировать как показатели существования восстановительной обстановки ипрактически полного отсутствия свободного кислорода в атмосфере до 2,0 млрд лет назад.Назовем эти особенности: присутствие в раннедокембрийских отложениях уранинита ипирита; высокое отношение в осадках FeO/Fe2O3; высокое содержание в аутигенныхминералах двухвалентного железа (например, в форме сидерита); высокое отношениеMn/Fe в железорудных формациях; слабо окисленное состояние европия и церия вхемогенных отложениях архея и раннего протерозоя.В позднеархейских и раннепротерозойских конгломератах типа Витватерсранда вЮжной Африке или Эллиот-Лейк в Канаде, широко распространенных на многих древнихщитах и сформированных в интервале времен от 3 до 2,1 млрд лет назад, содержитсябольшое количество обломочных уранинита UO2 (отлагавшегося только в период от 2,5до 2,1 млрд лет) и пирита FeS2.
Судя по косой слоистости и общей структуреконгломератов, видно, что их отложение происходило в прибрежных зонах на шельфахдревних щитов, т.е. в деятельном слое океана. Поэтому образование таких минералов283нельзя объяснить застойными явлениями в глубинных океанических водах. Кроме того, впериод возникновения обширного Гуронского оледенения (около 2,5–2,3 млрд лет назад)застойных вод вообще не должно было бы существовать.
Следовательно, в момент своегообразования уранинит и пирит раннепротерозойских конгломератов находились вгеохимическом равновесии с аэрированными водами океана, т.е. с атмосферой. Но принахождении в среде с парциальным давлением О2 выше 10–6 современного уровняуранинит переходит в U3O8 и другие окислы, а пирит разлагается с образованием окисловжелеза и сульфат-иона.О восстановительных условиях древней атмосферы говорят и высокие отношениязакисного железа к окисному в раннедокембрийских осадках и корах выветривания, атакже массовые отложения хемогенных сидеритов. Например, карбонаты литоральнойзоны нижнего протерозоя в Трансваале (Южная Африка) обладают высокимиконцентрациями слабо окисленных форм железа и марганца (Eriksson et а1., 1975). То жеотносится и к аутигенным минералам, таким, как глауконит и гриналит; враннедокембрийских отложениях глауконит, обладающий высоким отношением Fe+3/Fe+2≈ 7, практически не встречается, а родственный ему силикат железа с высокимсодержанием Fe+2 – гриналит, наоборот, распространен весьма широко.Рассматривая вопрос о восстановительном характере раннедокембрийскойатмосферы Земли, следует особо подчеркнуть, что факт одновременного отложения в товремя окисных железных формаций не противоречит приведенным выше выводам очрезвычайно низком парциальном давлении кислорода в атмосфере тех далекихгеологических эпох.
Более того, само существование осадочных железорудных формацийдокембрия подтверждает эти выводы. Действительно, ведь при окислительной обстановкев атмосфере и океане растворимость окислов железа резко падает, и, следовательно, стольже резко должна уменьшаться миграционная способность железа. В этом случае всежелезо окислялось бы до трехвалентного нерастворимого состояния непосредственно врифтовых зонах Земли и там же осаждалось, формируя металлоносные осадкиофиолитовых комплексов, а не разносилось по всему океану, в том числе и на пассивныеокраины континентов, с которыми и связаны залежи окисного железа. В те далекие эпохижелезо скорее всего растворялось в океанических водах в форме бикарбоната Fe(HCO3).Окисление растворимого бикарбоната железа до трехвалентного состояния моглопроисходить чисто биогенным путем в местах обитания и развития фитопланктона идругих фотосинтезирующих микроорганизмов.
При этом выделявшийся за счетметаболизма водорослей и микроорганизмов кислород поступал прямо в водный раствори тут же, без выделения в атмосферу, т.е. in situ, связывался с железом, окисляя его дотрехвалентного и нерастворимого состояния: 2Fe(HCO3)2 + O →Fe2O3 + 4CO2 + 2H2O.Исследование же изотопного состава осадочного Сорг в докембрийских железорудныхотложениях показывает, что связанное с биологическими процессами изотопноефракционирование углерода происходило даже на стадиях накопления самых древнихжелезистых формаций Исуа в Западной Гренландии возрастом около 3,8 млрд лет.
В ещебольшей мере это относится к железистым кварцитам группы Хамерсли возрастом около2,2–2 млрд лет. Кроме того, в докембрийских толщах железистых кварцитов, былинайдены прямые следы микрофоссилий, непосредственно указывающие на биогенноепроисхождение железорудных формаций.Из рассматриваемого механизма окисления железа, в частности, следует, что вмоменты всплеска накопления железных руд парциальное давление кислорода ватмосфере Земли должно было падать еще ниже, поскольку именно в эти периоды почтивесь кислород биогенного и фотодиссоциационного происхождения поглощалсяокисляющимся железом.
В противоположность этому в периоды затухания процессовжелезорудного накопления содержание кислорода в докембрийской атмосфере моглонесколько повышаться за счет поступления его избытков из океана. Трудно определить284масштабы этих колебаний парциального давления кислорода в атмосфере, но неисключено, что они могли достигать 3–4 порядков.Если уранинит действительно может накапливаться только при давленияхкислорода меньших 10–5–10–4 атм, а уран в свите Витватерсранд в основном отлагался втечение промежутка времени от 2,5 до 2,1 млрд лет назад (Хатчинсон, Блэкуэлл, 1988),т.е.
между двумя смежными периодами массового накопления железорудных формаций2,8–2,6 и 2,2–2,0 млрд лет назад, то следует ожидать, что в периоды массового отложенияжелезистых осадков парциальное давление кислорода не превышало 10–8–10–9 атм.Другим пределом может служить оценка, согласно которой протерозойские гидроокислыжелеза (окисленные теперь до гематита) формировались в атмосфере с давлениемкислорода порядка 10–13 атм (Klein, Bricker, 1977).При оценке парциального давления кислорода в позднем докембрии необходимоучитывать, что красноцветные коры выветривания на поверхности континентов икрасноцветные осадки терригенного происхождения на континентальных окраинах появились только после 2 млрд лет назад (Салоп, 1973; Анатольева, 1978).
Но именнокрасноцветы являются неоспоримыми свидетелями появления свободного кислорода ватмосфере (и гидросфере), поскольку при этом резко падает миграционная способностьжелеза и после его окисления до трехвалентного состояния в процессе выветриваниясиликатов или карбонатов оно сохранялось in situ в продуктах разрушения пород,придавая им характерные буровато-красные оттенки. Показательной характеристикойизменения восстановительно-окислительных условий в древней атмосфере являетсяпереход окисленности европия в осадках от Eu2+ к Eu3+, произошедшей на интервалевремен от 1,9 до 0,8 млрд лет назад (Fryer, 1977).Появление свободного кислорода, безусловно, должно было стимулироватьэволюцию жизни и возникновение новых ее форм с более совершенным энергоемкимметаболизмом.
По палеонтологическим данным, известно, что первые находки эукариот(органических клеток с обособленным ядром) относятся к толщам среднего протерозоя свозрастом около 1,9–1,5 млрд лет. Для своего развития эукариотический фитопланктонтребует небольших количеств растворенного в воде кислорода, поэтому можно связатьэто событие с переходом атмосферы через “точку Юри”, определяемую давлениемкислорода около 10–3 от современного уровня.В позднем протерозое, еще до исчезновения железа из мантии (см.
раздел 4.5), всвязи с развитием Лапландского оледенения и возникновением в океанах крупномасштабного перемешивания поверхностных и глубинных вод вновь стали отлагатьсяжелезорудные формации. Результатом этого должен был быть новый импульс сниженияпарциального давления кислорода, правда, не очень значительный.Еще одной реперной точкой, по-видимому, является момент появлениямногоклеточных организмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, какизвестно, были сделаны в отложениях Южной Австралии нижнего венда возрастом около680 млн лет. Но для организмов царства животных характерен активный обмен веществ,использующий кислородное дыхание. Поэтому появление метазоа могло произойтитолько при относительно повышенном парциальном давлении кислорода в атмосфере.Обычно за критическое содержание кислорода принимается точка Пастера,соответствующая его давлению около 10–2 от современного уровня, при котороманаэробный процесс брожения сменяется энергетически более выгодным кислороднымметаболизмом.Интересно отметить, что момент достижения кислородным давлением уровняПастера и появления первых многоклеточных животных близко совпадает сопределенным выше временем полного исчезновения металлического железа из мантии –главного поглотителя свободного кислорода во внешних геосферах Земли (см.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
