 |
Факт одновременного отложения в то время окисных железных формаций не противоречит приведенным выводам о чрезвычайно низком парциальном давлении кислорода в атмосфере тех эпох. Более того, само существование осадочных железорудных формаций докембрия подтверждает эти выводы. Действительно, ведь при окислительной обстановке в атмосфере и океане растворимость окислов железа резко падает, и, следовательно, столь же резко уменьшается миграционная способность железа и все железо окислялось бы до трехвалентного нерастворимого состояния непосредственно в рифтовых зонах Земли и там же осаждалось, формируя металлоносные осадки офиолитовых комплексов, а не разносилось по всему океану, в том числе и на пассивные окраины континентов, с которыми и связаны залежи окисного железа. В те далекие эпохи железо скорее всего растворялось в океанических водах в форме бикарбоната Fe(HCO3).
Окисление растворимого бикарбоната железа до трехвалентного состояния могло происходить чисто биогенным путем в местах обитания и развития фитопланктона и других фотосинтезирующих микроорганизмов. При этом выделявшийся за счет метаболизма водорослей и микроорганизмов кислород поступал прямо в водный раствор и тут же, без выделения в атмосферу, т.е. in situ, связывался с железом, окисляя его до трехвалентного и нерастворимого состояния: 2Fe(HCO3)2 + O---Fe2O3 + 4CO2 + 2H2O.
Исследование изотопного состава осадочного Сорг в докембрийских железорудных отложениях показывает, что связанное с биологическими процессами изотопное фракционирование углерода происходило даже на стадиях накопления самых древних железистых формаций Исуа в Западной Гренландии возрастом около 3,8 млрд лет. В ещебольшей мере это относится к железистым кварцитам группы Хамерсли возрастом около 2,2–2 млрд лет. Кроме того, в докембрийских толщах железистых кварцитов, были найдены прямые следы микрофоссилий, непосредственно указывающие на биогенное происхождение железорудных формаций.
Из рассматриваемого механизма окисления железа следует, что в моменты всплеска накопления железных руд парциальное давление кислорода в атмосфере Земли должно было падать еще ниже, поскольку именно в эти периоды почти весь кислород биогенного и фотодиссоциационного происхождения поглощался окисляющимся железом. В противоположность этому в периоды затухания процессов железорудного накопления содержание кислорода в докембрийской атмосфере могло повышаться за счет поступления его избытков из океана. Трудно определить масштабы колебаний парциального давления кислорода в атмосфере, они могли достигать 3–4 порядков.
Если уранинит действительно может накапливаться только при давлениях кислорода меньших 10–5–10–4 атм, а уран в свите Витватерсранд в основном отлагался в течение промежутка времени от 2,5 до 2,1 млрд лет назад (Хатчинсон, Блэкуэлл, 1988), т.е. между двумя смежными периодами массового накопления железорудных формаций 2,8–2,6 и 2,2–2,0 млрд лет назад, то следует ожидать, что в периоды массового отложения железистых осадков парциальное давление кислорода не превышало 10–8–10–9 атм.
Другим пределом может служить оценка, согласно которой протерозойские гидроокислы железа, окисленные до гематита, формировались в атмосфере с давлением кислорода порядка 10–13 атм (Klein, Bricker, 1977).
При оценке парциального давления кислорода в позднем докембрии необходимо учитывать, что красноцветные коры выветривания на поверхности континентов и красноцветные осадки терригенного происхождения на континентальных окраинах появились только после 2 млрд лет назад (Салоп, 1973; Анатольева, 1978), но именно красноцветы являются свидетелями появления свободного кислорода в атмосфере (и гидросфере), поскольку при этом резко падает играционная способность железа и после его окисления до трехвалентного состояния в процессе выветривания
силикатов или карбонатов оно сохранялось in situ в продуктах разрушения пород, придавая им характерные буровато-красные оттенки. Показательной характеристикой изменения восстановительно-окислительных условий в древней атмосфере является переход окисленности европия в осадках от Eu2+ к Eu3+, произошедшей на интервале времен от 1,9 до 0,8 млрд лет назад (Fryer, 1977).
Появление свободного кислорода должно стимулировать эволюцию жизни и возникновение новых форм с более совершенным энергоемким метаболизмом. По палеонтологическим данным, известно, что первые находки эукариот (органических клеток с обособленным ядром) относятся к толщам среднего протерозоя с возрастом около 1,9–1,5 млрд лет. Для своего развития эукариотический фитопланктон требует небольших количеств растворенного в воде кислорода, поэтому можно связать это событие с переходом атмосферы через “точку Юри”, определяемую давлением кислорода около 10–3 от современного уровня.
В позднем протерозое, еще до исчезновения железа из мантии, в связи с развитием Лапландского оледенения и возникновением в океанах крупномасштабного перемешивания поверхностных и глубинных вод вновь стали отлагаться железорудные формации. Результатом этого был новый импульс снижения парциального давления кислорода, правда, не очень значительный.
Еще одной реперной точкой является момент появления многоклеточных организмов царства животных и находки наиболее древних метазоа в отложениях Южной Австралии нижнего венда возрастом около 680 Ма. Но для организмов царства животных характерен активный обмен веществ, использующий кислородное дыхание. Поэтому появление метазоа могло произойти только при относительно повышенном парциальном давлении кислорода в атмосфере.
Обычно за критическое содержание кислорода принимается точка Пастера, соответствующая давлению около 10–2 от современного уровня, при котором анаэробный процесс брожения сменяется энергетически более выгодным кислородным метаболизмом. Момент достижения кислородным давлением уровня Пастера и появления первых многоклеточных животных близко совпадает с определенным выше временем полного исчезновения металлического железа из мантии –главного поглотителя свободного кислорода во внешних геосферах Земли.
После этого момента дальнейшее накопление кислорода в земной атмосфере происходило быстро. Действительно, скорость биогенного выделения кислорода в докембрии и раннем палеозое была
пропорциональна массе воды в океане и в конце протерозоя мало отличалась от современной скорости поставки этого газа из океана. При современном уровне продуцирования кислорода (около 3,2•1017 г/год) весь его объем в атмосфере обновляется всего за 3800 лет (Шопф, 1982). Принимая, что сейчас около 80% ежегодной продукции кислорода поставляется наземными растениями (Walker, 1974), можно оценить, что после прекращения функционирования мощнейшего процесса связывания кислорода в окислах железа океанических осадков в самом конце протерозоя обновление кислородного запаса в атмосфере уже могло происходить за 20–25 тыс. лет, т.е. за ничтожно малое время по сравнению с длительностью геологических процессов.Этот же подход позволяет оценить содержание кислорода в атмосфере раннего палеозоя до появления наземной растительности в середине девона: концентрация кислорода тогда составляла 20% от современного уровня, а парциальное давление достигало 0,04–0,05 атм. В середине мезозоя, после появления и широкого распространения цветковых растений, содержание и давление кислорода в атмосфере уже приблизились к его современному уровню (около 0,23 атм).
По-видимому, в природе существует очень чувствительный механизм регулирования парциального давления кислорода в земной атмосфере фанерозоя. Осуществляется такое регулирование за счет установления динамического равновесия между двумя процессами. С одной стороны, это конечная мощность биологических механизмов генерации кислорода (зависящая от содержания углекислого газа и фосфора в атмосфере, океанической воде и почвах), а с другой – процессы поглощения кислорода (определяемые его парциальным давлением в атмосфере) благодаря разложению в осадках органического углерода и его повторного окисления до углекислого газа. Можно ожидать, что установившийся сейчас равновесный уровень содержания кислорода в современной атмосфере (20,95% по объему или 0,232 бар по давлению) сохранится надолго и в будущем до полного окисления двухвалентного железа в мантии еще приблизительно через 600 Му.
Это будет связано с тем, что на последнем этапе тектонического развития Земли после полного окисления мантийного железа до стехиометрии устойчивого при больших давлениях магнетита должно начаться выделение глубинного кислорода, освобождающегося в процессе дифференциации земного вещества за счет бародиффузионного распада окислов железа, по реакциям 2Fe3O4---3Fe•FeO + 5O. Таким путем освободится в мантии около 2,6•1025 г кислорода. Но к тому времени все мантийное железо будет окислено до устойчивой при повышенных давлениях магнетитовой фазы и такой кислород останется свободным и сможет выделяться из мантии в атмосферу.
После предельного окисления всех элементов на Земле парциальное давление кислорода в земной атмосфере после 600 Му начнет существенно повышаться и через 1 млрд лет уже достигнет 2,6 атм, а к моменту прекращения тектонической активности и дегазации Земли через 1,6 млрд лет приблизится к 43 атм. Столь значительное повышение содержания кислорода в земной атмосфере далекого трагически скажется на всей наземной жизни –она просто сгорит в такой атмосфере. Жизнь временно сможет сохраниться только в океанах, до их полного выкипания в далеком будущем.