Сотворение Земли. Как живые организмы создали наш мир

Для объяснения «парадокса» за последние полстолетия были предложены десятки гипотез. И продолжают появляться новые. Последние, правда, принадлежат перу (клавиатуре) исключительно астрофизиков и прочих специалистов, от геологии далеких. (Трудно сказать, что им мешает набрать в поисковике выражение «faint young Sun paradox» и получить пару-другую сотен статей по теме, авторами 99 % которых окажутся геофизики и геохимики.) Как любые достижения, и особенно псевдодостижения науки, которые на слуху, будоражат сознание обывателей и те клюют на нелепые сочетания слов вроде «наномойка» или «нанопарикмахерская», так и какая-нибудь модная «темная энергия» начинает привлекаться для объяснения любых явлений. И тогда «при разумном значении локальной постоянной Хаббла легко объяснить, почему Земля получала приблизительно постоянную плотность потока солнечного излучения на протяжении длительного периода в прошлом» — автор цитаты из статьи, опубликованной в научном журнале, имеет в виду поступательное удаление Земли от Солнца в поле однородного распределения «темной энергии». Или, поскольку светимость Солнца зависит от его массы и величины гравитационной постоянной, при более высоких значениях последней светимость была выше, а орбита Земли — практически круговой и меньшего радиуса, на которой планета получала больше энергии. Сама же гравитационная постоянная превратилась в «переменную» под влиянием все той же «темной энергии». Если бы Земля была «чугуниевой болванкой», могло быть что угодно, но наша планета — сложное геобиологическое явление, и подобные перестройки орбитальных параметров не могли бы не оставить на ней следов.

Например, гигантские нагромождения тайдалитов (от англ. tide — морской прилив и отлив). Ведь будь орбита Земли 4–3 млрд лет назад ближе к Солнцу или Луна ближе к Земле, по земной поверхности прокатывались бы мощнейшие приливно-отливные течения. Однако тайдалиты — морские слоистые отложения, состоящие из повторяющихся ритмов песчаник-алевролит-аргиллит (от наиболее грубозернистой разности, формирующейся в начале приливного цикла, до самой мелкозернистой, венчающей его; мощность отдельных слойков составляет от 0,5 до 8 см), даже архейские, ничем (почти ничем) не отличаются от современных (рис. 4.2). Небольшая разница, конечно, наблюдается — годовая ритмика несколько другая.

Так, в эдиакарских тайдалитах Южной Австралии (620 млн лет), в которых удалось проследить приливно-отливные циклы за 60 лет, синодальный ритм (от полнолуния до полнолуния или от новолуния до новолуния) длился 14,75 дня, а не 14,26, как сейчас. Чтобы вычислить циклы, составляется развертка всех слоев, где против порядкового номера каждого слоя откладывается его мощность; затем в полученной «кардиограмме» с помощью гармонического анализа находят повторы одинаковой частоты и близкой амплитуды. Синодальный цикл распознается в тайдалитах особенно отчетливо — по максимальной мощности ритма, поскольку в момент противостояния Луны, Земли и Солнца из-за эффекта сложения лунного и солнечного приливов образуется максимальная (сизигийная, от греч. σύζευξις — сопряжение) приливная волна. (В это время зеваки любят собираться у аббатства Ле Мон-Сен-Мишель в Нормандии и глазеть, как гранитный останец с аббатством на вершине превращается в остров, а большая автомобильная стоянка — в пролив.) На развертке заметны и менее крутые квадратурные пики: Луна в это время пребывает в 1-й или 3-й четверти — ось Луна — Земля расположена под прямым углом к оси Земля — Солнце, а значит, горб лунного прилива ослабляется впадиной солнечного. Всего же выявлено 1580 сизигийно-квадратурных циклов. Изучая другие особенности этих тайдалитов — суточные циклы и «прохождение» Солнца через экватор (дни равноденствия), вызывающее самые большие сизигийные приливы, можно определить, что эдиакарские сутки длились 21,9 часа (Земля быстрее совершала оборот вокруг оси), а в году насчитывалось 400 дней (и ночей).

Данные по тайдалитам позволяют решить и проблему рецессии Луны, неподвластную физикам. Это явление — убегание Луны от Земли — тоже связано с приливами. Именно приливное трение, что установил немецкий философ Иммануил Кант в 1754 г. и математически обосновал физик Джордж Дарвин (сын выдающегося эволюциониста) в 1879-м, замедляет вращение Земли: поскольку период суточного вращения планеты короче времени прохождения спутника по орбите, ближний приливный горб «обгоняет» Луну, и, придерживая его, та притормаживает Землю. Сам же спутник, замедляя вращение планеты, в соответствии с законом сохранения совокупного момента вращения перемещается на все более дальнюю орбиту. Сейчас Луна удаляется со скоростью 3,81 см в год, что рассчитали с помощью лазерной локации поверхности нашего естественного спутника (уголковые отражатели были установлены американскими астронавтами и советскими станциями «Луна-17» и «Луна-21», доставившими туда луноходы почти полвека назад). И если бы скорость рецессии была постоянной, то Луна не могла бы появиться в «небе» ранее 1,5 млрд лет назад и первые миллионы лет своего существования с близкого расстояния вызывала бы мощнейшие возмущения в мантии и непрерывную канонаду супервулканов. Однако и возраст спутника мало уступает земному, и следов таких процессов, как уже сказано, в осадочных толщах нет. Так, быть может, скорость света замедляется, а вовсе не Луна удаляется? (Физики из Хьюстона предлагают и такие идеи. Хьюстон, у вас проблемы?) Впрочем, исходя из длительности эдиакарских суток, можно определить, что скорость рецессии в то время составляла 2,17 см в год, а усредненное, рассчитанное по длительности приливно-отливных циклов в разные периоды значение этой переменной не превышало 1,46 см в год. Получается, что даже 4 млрд лет назад Луна находилась более чем в 320 000 км от поверхности Земли — не намного ближе, чем сегодня (в среднем 384 400 км). Очень далеко до предела Роша — 18 000 км, на котором, согласно расчетам французского астронома Эдуарда Роша, сделанным в 1848 г., сила самогравитации спутника, подобного Луне, уравновесится приливной силой планеты, и спутник разрушится. Если же учесть, что взаимная конфигурация океанов и континентов на протяжении большей части истории планеты была иной, чем ныне, когда меридионально расположенный относительно узкий Атлантический океан создает резонансную волну (оттого и уровень приливов в нем выше, чем в Тихом), то средний показатель рецессии мог быть еще меньше.

Иными словами, взаимодействия триады Солнце — Земля — Луна практически не изменились со времени появления Луны, что случилось через 60 млн лет после образования Солнечной системы. Взывать к космическим силам для решения проблем архейского избыточного тепла бессмысленно. «Значит, — как полагал один персонаж Даниила Хармса, — жизнь победила смерть неизвестным для меня способом». На самом деле способ известен и сейчас на слуху: парниковый эффект — нагревание молекул некоторых газов во внутренних слоях атмосферы под воздействием инфракрасного излучения.

Наиболее вероятными претендентами на роль древних парниковых газов являются углекислый (СО₂), метан (СН₄), аммиак (NН₃), закись азота (N₂О), карбонилсульфид (OСS), а также, косвенно, азот (N₂). (Высокое парциальное давление азота расширяет адсорбционные зоны молекул СО₂, СН₄ и водяного пара.) NН₃, которому отводили роль парникового газа Саган и Мьюллен, а также N₂О и OСS из перечня можно сразу вычеркивать: эти газы легко разрушаются ультрафиолетовым излучением и накопиться в атмосфере в достаточно больших количествах не могут. А вот N₂, СО₂ и СН₄ не только устойчивы, но и выделяются в значительных объемах при дегазации мантии (подводные и наземные вулканы, метаморфизм) и в процессе жизнедеятельности различных микробов и, следовательно, могли насытить архейскую атмосферу. Чтобы создать ощутимый парниковый эффект в архейском эоне, правда, понадобилось бы не менее 3 % двуокиси углерода (почти в 100 раз больше, чем ныне). Однако при таких концентрациях этот газ сконденсировался бы в облака, отражающие солнечные лучи, и по мере остывания планеты оседал бы снежными шапками на полюсах, как на Марсе. Кроме того, при высоких концентрациях углекислого газа (≥1 %) ультрафиолетовые лучи частично поглощались бы его молекулами, а частично рассеивались, и независимое от массы фракционирование стабильных изотопов серы не происходило бы. Да и сидерита в архейских палеопочвах почти нет, а этот карбонат железа просто-таки обязан был накапливаться при высоком парциальном давлении СО₂.

Более пригодным для разогрева мог бы быть азот, который хорошо абсорбирует инфракрасное излучение. И достаточно устойчив, чтобы попасть в ископаемую летопись даже как газ. Например, включения флюидов в гидротермальном кварце в более древних базальтах (3,49–3,46 млрд лет) кратона Пилбара содержат атмосферный газ, когда-то растворенный в поверхностных водах. Аммиак в них отсутствует, а инертный аргон и азот определяются. Соотношение молекул разных газов во включениях зависит от парциального давления каждого из них: при современном парциальном давлении N₂ (7,9 × 104 Па) и 36Ar (3,2 Па) их соотношение колеблется в пределах 1,02–1,31 × 104 при температуре воды от 2 °C (средняя для глубоких вод) до 70 °C (архейский предел) и солености 0–16‰. Для архейского времени ее можно проверить по тем же включениям, и соотношение N₂/36Ar не выходит за пределы 1,0 × 104. Следовательно, парциальное давление азота не превышало 5,0 × 104 Па, и с ролью основного теплоизолятора он справиться не мог.

Остается метан. Тем более что метан, как парниковый газ, в 21–25 раз эффективнее двуокиси углерода, поскольку поступление в атмосферу 1 × 109 кг метана равнозначно 21–25 × 109 кг углекислого газа (данные Рабочей группы I при Межправительственной панели по изменению климата за 2007 г.). Усиленный парниковый эффект метана обусловлен тем, что его молекулы абсорбируют более широкий спектр лучей, чем молекулы двуокиси углерода. Установить, какой из этих газов преобладал в архейской атмосфере, можно по ее плотности. Казалось бы, вообще неразрешимая задача…

Способ определения плотности древней атмосферы предложил еще в середине XIX в. англичанин Чарлз Лайель, один из основоположников современной геологии и наставник Чарлза Дарвина: нужно измерить диаметр ископаемых отпечатков дождевых капель. Такие отпечатки хорошо сохраняются в вязких и быстро твердеющих вулканических туфах при условии, что прошедший дождь был недолгим и несильным. В противном случае следы капель либо размоются, либо перекроют друг друга. Взяв за образец отпечатки дождевых капель на современных туфах — тех, что образовались в 2010 г. после извержения вулкана Эйяфьядлайёкюдль, и сравнив их с туфами из супергруппы Вентерсдорп в Каапваале, возраст которых 2,7 млрд лет, установили: самые крупные древние капли в момент удара о землю были в среднем мельче современных. Поскольку размер капель зависит от плотности атмосферы, значит, атмосфера была в 1,5–2 раза менее плотной, чем ныне.

Конечно, при этом требуется статистическая обработка огромного количества замеров, сделанных с помощью лазерного сканирования отпечатков капель, как и при другом методе определения плотности древней атмосферы, тоже связанном с вулканитами. Поскольку свежая базальтовая лава содержит огромные объемы газов, часть из них навсегда остается в виде пузырьков, заключенных в породе, такой как континентальные базальты Бунгал на кратоне Пилбара (2,74 млрд лет). Пузырьки же скапливаются на поверхности и подошве лавового языка, там, где вязкая лава, соприкасаясь с воздухом или холодными скалами, остывает быстрее. Размер навечно запечатанных в породе пузырьков на поверхности лавового языка прямо зависит от атмосферного давления, к которому прибавляется вес лавового пласта при расчетах величины лунок на его подошве. Зная мощность пласта и плотность базальтовой лавы (2650 кг/м3) и измерив самые крупные лунки на его поверхности и наименьшие на подошве, можно вычислить плотность атмосферы. Чем ниже плотность атмосферы, тем меньше разница в размере пузырьков внизу и наверху. Древние полости, конечно, позднее заполнились вторичным аморфным кремнеземом (его мы видим сейчас как вкрапления красивых агатов и сердоликов), кальцитом или хлоритом, превратившись в каменные миндалины. Расчеты, сделанные по соотношению средних величин таких миндалин, снова показывают, что архейская атмосфера была в два раза менее плотной. И скорее всего, не могла состоять из углекислого газа или азота, но могла быть насыщена метаном.

Этот газ, несомненно, поставляли вулканы: более низкое соотношение таких элементов, как ванадий и скандий (V/Sc = 5,2) в архейских океанических базальтах, чем в протерозойских и современных (V/Sc = 6,8–7,0), указывает, что расплав формировался в глубинных восстановительных условиях и, следовательно, их излияние сопровождалось выделением метана, сероводорода и водорода. Однако основным источником метана, вероятно, была жизнедеятельность метанобразующих архей, оставивших заметные следы в изотопной летописи планеты: резко отрицательные значения δ13С (–40–60‰), характерные для архейских керогенов, накопившихся в морских и озерных условиях и в палеопочвах (рис. 4.1е, ж), указывают на двухступенчатое фракционирование стабильных изотопов углерода: сначала археями, а затем метанокисляющими бактериями (например, гамма-протеобактериями). Никакие другие группы организмов, хотя более легкий изотоп выбирают все, не способны производить отбор столь тщательно. (Археи, как и бактерии, относятся к прокариотам — одноклеточным либо колониальным существам, в клетках которых нет органелл, а наследственное вещество рассредоточено в цитоплазме.)

Остатки самих метанобразующих архей и метанокисляющих бактерий обнаружены в кремнистых сланцах возрастом 3,47 млрд лет на кратоне Пилбара. Сами микроскопические остатки, напоминающие нитчатые колониальные бактерии, были найдены четверть века назад, но их органическая природа оспаривалась. Лишь в наши дни благодаря точечному анализу изотопного состава углерода в органическом веществе удалось доказать, что некоторые микрофоссилии принадлежат метанобразующим археям (их изотопная подпись варьирует от –33‰ до –38‰), а другие — метанокисляющим бактериям (δ13С = –39‰). Углерод археи могли извлекать из ацетатов — солей уксусной кислоты (СН₃СООН), которые формировались при выветривании древних континентов, либо из углекислого газа. А необходимый им для синтеза метана водород (донор электрона) выделялся при воздействии морской воды на свежую океаническую кору, где водород теряли богатые железом коматииты и базальты в результате деятельности железоокисляющих анаэробных бактерий.

Изотопная подпись углерода показывает отклонение (δ13С) в соотношении стабильных изотопов этого элемента (13С/12С) в исследуемом образце от такового в стандарте, выраженное в количестве частиц на тысячу — промилле (‰). Этот показатель рассчитывается по формуле:

δ13С = [(13С/12С) _{образец} — (13С/12С) _{стандарт}/(13С/12С) _{стандарт}] × 103.

По той же формуле определяются отклонения изотопной подписи (δ) других элементов, о которых речь пойдет ниже (18О/16О, 30Si/28Si, 34S/32S, 11B/10B, 15N/14N, 7Li/6Li). Разными для каждой пары являются только стандартные образцы.

В отличие от радиоактивного изотопа (14С) доля стабильных изотопов углерода в современном мире постоянна (12С/13С = 98,89/1,11). Поэтому любые отклонения от стандартной пропорции определимы и значимы, а в случае углерода практически всегда опосредованы деятельностью живых существ.

Метанобразующие археи вполне могли поддержать концентрацию метана в атмосфере, достаточную для создания парникового эффекта, — на уровне 0,1 % (ныне < 0,0002 %) или его смесь с СО₂. Поскольку в отсутствие главного окислителя — кислорода — продолжительность существования молекул метана могла быть на три порядка больше, чем нынешний 10-летний срок, по достижении соотношения СН₄/СО₂, близкого к 1, молекулы метана полимеризовались до этана (С₂Н₆). И легкая дымка превратилась в туман, в котором содержание метана могло в 600 раз превышать современный уровень. (Похожая по составу атмосфера с метановыми облаками и дождями существует на Титане, спутнике Сатурна.) При определенной размерности частиц и наличии в нем паров воды туман мог оставаться проницаемым и не препятствовал нагреву поверхности Земли. Под защитой метано-этанового тумана могла повыситься и концентрация NН₃, OСS и серных соединений, включая аэрозоли полиатомной серы (S₈).

Глава 5. Архей и археи

Сиренево-оранжевый туман не просто уберег Землю от переохлаждения, но, возможно, сделал планету даже более жаркой, чем ныне. Соотношение стабильных изотопов кислорода (18О/16О) и кремния (30Si/28Si) в архейском (3,5–2,5 млрд лет) осадочном кремнеземе, удержавшем первичный изотопный сигнал, указывает на температуру океанических вод в пределах 50–60 °C. Близкое соотношение этих изотопов выявлено и в естественных пробах архейской воды — капельках, заключенных в кристаллах галита (каменной соли), а также в керогенах (только для 18О/16О). Если повышенные значения изотопных подписей кислорода и кремния в кремнеземе еще можно объяснить осаждением этого минерала вблизи гидротерм или в теплых изолированных водоемах, то кероген формировался в нормально-морских условиях.

Да и первично осадочный кремнезем можно отличить от других его разностей по определенным минералогическим и геохимическим критериям. В архейском океане молекулы ортокремневой кислоты (Н₄SiО₄) полимеризовались в водной толще, образуя коллоидные наносферы, которые в условиях высокой солености слипались друг с другом и оседали на дно, где некоторое время продолжали расти. Поэтому слои кремнезема нацело сложены сферическими гранулами (≤0,2 мм). (Протерозойский кремнезем, образование которого связано с полосчатыми железными формациями, имеет иную структуру, а все фанерозойские кремневые отложения состоят из скелетов разных организмов.)

Редкость волновых знаков (ряби) на поверхности относительно глубоководных турбидитов — отложений морских мутьевых потоков (от англ. turbid — взвешенный, мутный) возрастом 2,7 млрд лет — предполагает низкую вязкость морской воды, также обусловленную повышенной температурой. Особенности архейских эвапоритов уже отмечались.

Если же обратиться к молекулярным корням древа жизни, то самыми древними организмами оказываются термофильные археи — прокариоты, обитающие в горячих источниках, обычно с повышенной кислотностью. (Кстати, «архей» и «археи» — слова однокоренные, подчеркивающие древность понятий, ими определяемых.) Близкие к ним метанобразующие археи также предпочитают жить при 40–85 °C, причем с повышением температуры объемы произведенного ими метана растут. Более того, реконструированные предковые белки группы факторов элонгации (удлинения), отвечающие за последовательное присоединение аминокислот к синтезируемому на органелле-рибосоме белку (иначе говоря, за удлинение белковой молекулы), являются устойчивыми к высоким температурам (45–80 °C и даже выше 80 °C). Поскольку и бактерии, и археи не обходятся без таких компонентов, то, скорее всего, унаследовали их от общего раннеархейского предка, и этот предок имел термостойкий белок-удлинитель.

Так что жизнь не только могла зародиться в «теплом прудике», как предполагал Чарлз Дарвин в письме к своему другу, английскому ботанику Джозефу Гукеру, но и долгое время существовать в тепличной обстановке. В теплой среде и темпы эволюции, вероятно, были выше. Поэтому уже в архейском эоне существовали всевозможные группы бактерий и архей, освоивших разные обстановки и образовавшие сложные сообщества. Обычно мы их не видим, а если видим, то отличить одни округлые микроскопические тельца от других (большинство прокариот имеет именно такую, коккоидную, форму) даже на современном материале без специальных анализов невозможно, но их присутствие чувствуется. В первую очередь благодаря изотопной подписи, оставленной фототрофами, буквально — «питающимися светом» (от греч. φως — свет и τροφή — пища).

Фототрофы фракционируют стабильные изотопы углерода — отбирают изотоп с меньшей массой и более высокой колебательной энергией (реакция с ним требует меньших энергетических затрат). Поэтому в ходе фотосинтеза органическое вещество обогащается легким изотопом (12С), а среда — обедняется, что и фиксируется в конечном счете в осадочных горных породах в виде изотопной подписи.

Необычная изотопная углеродная подпись вроде бы уже стоит на отложениях возрастом 3,8 млрд лет на западе Гренландии. Выражается она в заметной изотопной разнице между графитом, заключенным в кристаллах апатита (от –13‰ до –49‰), и углеродом в составе самого минерала (–2,3‰). При дальнейшем изучении этого апатита выяснилось, что графит образует не внутрикристаллические включения, а, наоборот, оторочку вокруг первичных кристаллов и, значит, сформировался позже, чем апатит. А вот насколько позже, сказать сложно. В целом, чтобы установить биогенную природу подобных и даже морфологически более сложных включений, требуется доказать: 1) осадочную природу самих отложений; 2) первичность включений, которые должны быть достаточно обильны; 3) их тесную генетическую связь с первичными минералами в породе; 4) сходство степени изменения включений с таковой первичных минералов; 5) невозможность объяснить изотопную подпись углерода абиогенными процессами; 6) приложить усилия к поиску следов других биогенных элементов — О, N, S, P и 7) молекулярных органических остатков — биомаркеров. Казалось бы, все это невозможно, но ведь получается!

Вряд ли фракционированием изотопов на заре жизни занимались оксигенные фототрофы, такие как цианобактерии: в архейских водах, учитывая высокое содержание растворенного железа и кремния, не могло находиться достаточно фосфора для поддержания жизни этих микробов. А вот аноксигенные фотоферротрофы в таких условиях процветать могли. Таким бактериям тоже нужна энергия света для синтеза органических соединений, но в качестве донора электрона, необходимого для протекания окислительно-восстановительных реакций, они используют закисное железо (Fe2+), а не воду, поэтому побочными продуктами их деятельности является Fe3+ (и различные минералы железа), а не кислород. Другие хемотрофы примерно тогда же получили доступ и к энергии недр, особенно на срединно-океанических хребтах, где позднее сложились необычные глубоководные сообщества черных курильщиков. Признаки их жизнедеятельности заметны по изотопной подписи другого элемента — серы (34S/32S, или δ34S).

Сохранилось ли что-нибудь от архейских организмов, кроме почти невидимых дырок в древних базальтах и изотопных подписей? Конечно, и немало. О метанобразующих археях и метанокисляющих бактериях из Пилбары уже говорилось. Там же, в Пилбаре (формация Стрелли-Пул) и в поясе Барбертон (соответственно, 3,43 и 3,2 млрд лет), найдены коккоидные тельца с органической оболочкой, состоящей из разных углеводородных молекул и азота, и связанные с ними кристаллы пирита, сохранившие изотопную подпись серы, характерную для серных бактерий.

На первый взгляд, учитывая обилие сульфидов — минералов серы, осаждение которых редко обходится без участия серных бактерий, — в этом нет ничего удивительного, но особая изотопная подпись видна не всегда, а остатки тех, кто «расписался», практически не сохраняются. Предполагается, что серные бактерии, подобные пурпурным и зеленым, были главными архейскими фототрофами и продуцентами (от лат. pro-duco — производить, создавать) органического вещества. Используя сероводород и сульфиды, они освобождали необходимые для фотосинтеза электроны и окисляли исходные молекулы до серы (S0) и в незначительной степени до сульфата (SO₄2–). Последние взаимодействовали с катионами железа и никеля, недостатка которых в архейском эоне не было, с образованием соответствующих сульфидов (например, пирита). Причем объемы серных соединений уравновешивали объемы органического вещества.

Особенно интересно, что часть бактериального сообщества Стрелли-Пул населяла приливно-отливную зону несмотря на смертельный уровень ультрафиолета: микробы закрепились когда-то под кварцевыми зернами, которые лежали на литорали, среди черного пиритового песка. Они выживали под прозрачным кварцем, подобно тому как в пустыне Намиб сейчас выживают почвенные колониальные цианобактерии носток (Nostoс flagelliforme). Кварц — это и экран, предохраняющий от коротковолнового излучения, и прозрачное окно, пропускающее достаточно света для фотосинтеза, и аккумулятор влаги: вода конденсируется на нижней поверхности камешка из-за суточного перепада температур. Более того, возвращаясь к архейским бактериям, в приливно-отливной зоне благодаря естественной, пусть и слабой аэрации воды им был доступен кислород, полностью отсутствовавший даже на небольшой глубине. (Пока не появился озоновый щит, кислород в небольших количествах образовывался за счет фотолиза воды.) Вероятно, в такой обстановке могли возникнуть и более сложные организмы. Во всяком случае, в той же формации Стрелли-Пул, в ее морских мелководных отложениях выявлены цепочковидные колонии из чечевицеподобных клеток (20–100 мкм в диаметре) с оторочкой и мелкими сферическими тельцами внутри. Эти «чечевичины» не похожи на каких-либо современных прокариот, но не имеют сложно устроенной оболочки, которая выдавала бы в них эукариот (организмов с клеточными органеллами, включая ядро — от греч. εύ — совершенно и κάρΰον — орех, ядро).

Хотя самые древние микроскопические ископаемые остатки на сегодня выявлены в формации Стрелли-Пул, следы архейской и протерозойской бактериальной жизнедеятельности видны во всем. Даже перекатывавшиеся по морскому дну песчинки обрастали бактериальными пленками, продолжавшими осаждение карбоната, и превращались в причудливые слоистые шарики — ооиды, иногда достигавшие в диаметре нескольких сантиметров (рис. 5.1). В целом же подавляющая масса архейских и протерозойских карбонатов, значительно нарастивших площадь континентов, обязана своим происхождением бактериальным сообществам. Без них это было просто физически (и химически) невозможно: при повышенном уровне углекислого газа возрастает и кислотность среды, что усиливает растворимость карбонатов, особенно кальцита и арагонита. Воспрепятствовать растворению карбонатных минералов способны микробы, преобразуя среду из кислой в щелочную хотя бы в придонном слое.

Поскольку в архейском и протерозойском мире еще не было животных, а до рубежа 850–800 млн лет — и простейших, способных питаться биоматами и пленками, они покрывали все свободное пространство, где содержалась хоть какая-то влага (рис. 5.2).

Благодаря таким покрытиям, склеивавшим частицы внеклеточными полимерами, в докембрийских отложениях, начиная с возраста 3,48 млрд лет (древнейшие — в Пилбаре), нередко сохраняются структуры поверхности осадка, даже песчаников, практически исчезнувшие из фанерозойской осадочной летописи. Подобные структуры получили свое общее название — текстуры, образованные под влиянием микробных матов: например, «слоновья шкура» — следы усыхания биоматов, киннейя (Kinneyia) — сморщенные биопленки (рис. 5.3) или манчуриофикус (Manchuriophycus) — слепки биопленок, свернувшихся в трубочку вдоль пляжных песчаных прибойных валиков. (И те и другие поначалу приняли за остатки многоклеточных организмов и присвоили им зоологические имена.)

Иногда на поверхности песчаников сохраняется органическое вещество, обволакивающее песчинки, с вполне различимыми бактериальными трихомами и углеродной изотопной подписью, выдающей цианобактерий (–24‰). Если выйти на влажный песчаный берег сразу после утреннего отлива, то творцов подобных текстур можно застать и в наши дни. Только очень недолго: не проходит и получаса, как от них не остается и следа. Точнее, следы как раз остаются, но от моллюсков, съевших биопленки.

Глава 6. Золотой век

Как уже говорилось, очень многие минералы и горные породы, а в особенности залежи полезных ископаемых, — суть следы жизнедеятельности тех или иных организмов. Практически ни одна рудная залежь, которую экономически выгодно разрабатывать (не просто извлечь из горных пород определенные элементы или соединения, но и продать так, чтобы окупились затраты на добычу и коррумпированные власти), не образовалась без ведома живых существ. Именно они естественным путем обогащают руды — создают экономические (с нашей точки зрения) запасы полезных ископаемых даже такого инертного самородного минерала, как золото. Этот металл практически неуничтожим: за то время, что его так полюбили дамы и монополии — со времен Древнего Египта, когда была составлена первая геологическая карта с изображением золотоносных гранитов (Туринский папирус), иначе говоря, за 3000 лет, — человечество добыло порядка 12–13 × 107 кг благородного металла. И практически вся эта масса существует до сих пор, пусть золотые маски фараонов, изящные скифские фигурки, сосуды инков и короны всяческих царьков, многократно перековываясь и переливаясь, превратились в слитки резервных фондов или сережки, выставленные за пуленепробиваемым стеклом модного ювелирного бутика. (Конечно, главная роль золота в современном мире — защита электропроводящих элементов от коррозии.)

Различаются коренные и россыпные месторождения. Вторые образуются в результате перемыва первых, обычно реками, поэтому золотой песок и самородки скапливаются в руслах или вблизи устьев рек, современных и ископаемых разного геологического возраста. Основные месторождения золота образовались в архейском эоне, 3,8–2,5 млрд лет назад. Поркьюпайн, Керкленд-Лейк, Йеллоунайф и Тимминс — на Канадском щите, Калгурли, Балларат, Бендиго и другие — на Австралийском, Колар-Голдфилс — на Индостанском, Морру-Велью и Гонку-Соку — на кратоне Сан-Франсиску (Бразилия), рудные поля Западной и Южной Африки, где особо выделяется Витватерсранд, содержат (и содержали — ряд из них уже исчерпан) три четверти всех известных золотых руд. Только на долю Витватерсранда в ЮАР, сформировавшегося 2,6 млрд лет назад, приходится 81 × 106 кг разведанного золота (40 % мировых запасов).

Предполагалось, что золотые руды в этом месторождении, приуроченные по большей части к галечным конгломератам, образовались в результате механического переноса и перемыва золотых частиц реками. Но именно изучение золота Витватерсранда выявило совсем иную картину: золотые залежи создают живые существа. Конечно, не огромные и свирепые рыжие муравьи, которые, согласно Геродоту, извлекали самородки для персидского царя Дария. (Возможно, до Геродота дошли слухи о сурках, которые при прокладке своих нор могут «выдавать на горá» самые разные гальки, а если попадутся, то и золотые.) «Добывали» драгоценный металл бактерии. «Живое» золото открыл южноафриканский геолог Дитер Хальбауэр, описавший в 1978 г. обрамленные золотыми частицами мельчайшие углеродные столбики, которые, по его мнению, более всего походили на остатки лишайников и грибов. До недавнего времени его открытие воспринимали как «несостоявшуюся сенсацию», пока микроскопическое изучение рудных образцов, изотопного состава серы и углерода, а также моделирование рудообразования в колониях современных микробов (например, бета-протеобактерий) и геохимические расчеты, предпринятые несколькими коллективами ученых разных стран, не подтвердили отчасти правоту Хальбауэра. Более того, опыты, поставленные в тех же условиях, но без участия бактериальных биофильмов, к осаждению золотых частиц не привели. Да, золотая руда — биохемогенная, но сконцентрирована не грибами или лишайниками, а бактериальными сообществами.

В бескислородных архейских условиях, когда вулканические газы в основном представляли собой сероводород, летучую серную кислоту и сернистый газ с парами воды (плавились-то в зонах субдукции в основном мафические породы), кислотные реки размывали золотосодержащие породы и выносили растворы на мелководье. Из-за этого жившим там бактериям приходилось буквально «купаться» в золоте. Вместе с растворами, несущими жизненно важные элементы — железо и серу, туда же могли поступать опасные соединения, подобные тетрахлориду и цианиду золота и дитиосульфатоаурату [AuCl₄—, AuCN, Au(S₂O₃)₂—]. Для обеззараживания этих смертельно ядовитых веществ микробы Витватерсранда восстанавливали их до органико-металлических комплексов или до золота (подобно современным бета-протеобактериям), и из раствора оседали драгоценные наночастицы. (При непрерывном поступлении раствора концентрация частиц возрастает в тысячи раз в течение недели.) Эти частицы накапливались на бактериальных матах (словно на золотом руне в Древней Колхиде). Поскольку жить в золоте постоянно невозможно (такой эксперимент провел на себе царь Мидас), колонии развивались над уже осажденными золотыми агрегатами в виде полых трубочек, буквально слепков трихомов (многоклеточных бактериальных цепочек), и по мере поступления новых растворов создавали рудные запасы (рис. 6.1).

Итак, Витватерсранд и, вероятно, другие архейские месторождения — результат взаимодействия бактериальных сообществ и бескислородной архейской атмосферы. Больше в истории Земли подобные месторождения не появлялись и уже никогда не появятся уже хотя бы потому, что с развитием континентов и со смещением части очагов вулканической деятельности на сушу состав вулканических газов изменился. (Хотя в небольших масштабах бактериальные биофильмы продолжают осаждать золотые наночастицы в горячих вулканических источниках Новой Зеландии.)

Глава 7. Ковровые камни

В первую очередь следы жизнедеятельности древних бактерий, даже целых сообществ, сохранились в виде строматолитов (от греч. στρωμα — подстилка, ковер и λίθος — камень) — тонкослоистых, обычно известковых, куполовидных построек (рис. 7.1). Миллиметровая, реже сантиметровая, слоистость строматолитов проявляется в изменении соотношения микрокристаллических сростков разной размерности, концентрации глинистых частиц или органического вещества и содержания некоторых элементов, но всегда любой из этих показателей многократно, закономерно и ритмично меняется.

Нередко в качестве примера строматолитов приводят современные известковые столбики, растущие в гиперсоленой мелководной бухте Хамелин залива Шарк на западе Австралии. В развитии последних, правда, существенную роль играют одноклеточные эукариоты — диатомовые и зеленые водоросли. Поэтому и структура у них другая — не тонкослоистая, состоящая из миллиметровых разностей карбоната кальция, а рыхлая, грубая. К докембрийским строматолитам ближе те, что образуются сугубо бактериальными сообществами в лагунах Те-Куронг в Южной Австралии или Вермелья в Бразилии. Впрочем, и они не являются прямым аналогом, поскольку выживают в весьма особенных условиях: при резких изменениях солевого и температурного режима. Да и форма у них довольно простенькая: низкие, почти плоские купола. Не сравнить с тем огромным разнообразием строматолитов, что существовали в протерозойском эоне — кустистые и столбчатые, правильные конические (до 3 м высотой) и подушечные, словно гигантские площади (несколько квадратных километров), вымощенные булыжником. Внешне похожие на них бактериальные постройки сейчас существуют на глубинах в десятки метров в щелочных озерах на востоке Турции (Ван), юго-западе Канады (Павилион) и в Индонезии (кратер вулкана Сатонда). Но отчетливых слойков эти микробные сообщества не образуют, поэтому называются микробиалитами. Вряд ли стоит распространять и эту модель, к тому же реализованную при очень низком содержании кальция, на сложные древние строматолиты и, как уже говорилось, предполагать существование в архейском и протерозойском эонах щелочного океана, тем более болотно-озерных ландшафтов, хотя такие допущения делаются. Примеры палеопротерозойской группы Петей (1,88 млрд лет) на северо-западе Канадского щита или мезопротерозойской буровой свиты (1 млрд лет) на северо-западе Сибирской платформы (река Нижняя Тунгуска) показывают, что бактериальные строматолиты были распространены в очень разных морских обстановках: «булыжные мостовые» из коробчатых построек формировались на бурном, но хорошо освещенном мелководье; столбчатые и кустистые образовывали рифы несколько глубже; а огромные, многометровой высоты конусы развивались даже на внешней сублиторали, на пределе фотической (освещенной) зоны и ниже базиса штормовой эрозии. Глубоководные формы, стремясь к свету, нарастали на самом верхнем кончике, образуя столбики и конусы.

Строматолиты являются древнейшими видимыми невооруженным глазом свидетельствами жизни: небольшие конусы, в несколько сантиметров высотой, обнаружены в архейских породах Каапвааля и Пилбары (3,5–3,4 млрд лет). Конечно, похожие структуры могли отлагаться и неорганическим путем: ламиниты — на литорали, радиальные ботриоиды морского цемента — на сублиторали. И опыты показывают, что нечто очень похожее на строматолит получается без участия живых существ. Но есть у «живых» строматолитов ряд признаков, которые вряд ли появились за счет лишь физических и химических процессов. Биогенный строматолит чутко реагирует на смену обстановки: меняет форму в зависимости от того, откладываются его слойки в затишье или в шторм; ветвится и даже прорастает сквозь тонкий слой осадка, накрывший всю постройку после урагана. Бактерии проберутся среди песчинок и начнут свою работу заново. Неживая природа на такое не способна. Кроме того, в биогенных строматолитах есть слойки с микросгустковой текстурой — вероятно, микрит, осевший на бактериальную слизь и приклеившийся к ней. В ламинитах и морских цементах подобных неправильностей не обнаружено. А главное, в строматолитовых керогенах сохранились заметные следы органического фракционирования изотопов углерода (до –30‰), азот и сера.

Выделять слизь, точнее внеклеточное полимерное вещество (в основном полисахариды), микробам приходилось, чтобы хоть немного обезопасить себя от ультрафиолетового излучения. Молекулы такого вещества [карбоксильная (—COOН), гидроксильная (—OH), фосфатная (—РО) и аминовая (—NH₂) группы], а также клеточная оболочка, теряя в нейтральной или слегка щелочной морской среде протоны, становились отрицательно заряженными. Поэтому поверхность бактериальной колонии легко улавливала различные катионы, в том числе Са2+, если среда, конечно, была им достаточно насыщена. Кроме того, цианобактериальные колонии в процессе кислородного фотосинтеза выделяли гидроксильные ионы, которые реагировали с растворенным в воде бикарбонатом (HCO₃—), образуя анионы карбоната (CO₃2 —):

HCO₃— + OH— ↔ CO₃2- + H₂O.

Анионы CO₃2– в свою очередь притягивали катионы Са2+, и из раствора выпадали мельчайшие (2–8 мкм в диаметре) микросгустки аморфного кальцита или арагонита.

В основном строматолиты строили нитчатые цианобактерии (менее 0,5 мкм в диаметре и несколько десятков мкм длиной), образующие своего рода «микролуга» — однослойные биопленки и многослойные биоматы. Биоматы состояли из чередующихся вертикально стоящих и горизонтально уложенных бактериальных чехлов, а также слойков чистого карбоната. Слойки с хорошо различимыми бактериальными чехлами формировались в весенне-летнее время при хорошей освещенности и при поступлении больших объемов биогенных элементов; благодаря обильным внеклеточным органическим полимерам они улавливали тонкие минеральные частицы или связывали катионы металлов. Карбонатные отлагались в осенне-зимнее время, когда цианобактериальные макромолекулы деградировали, использовались в пищу другими микробами, а выделявшиеся при распаде органических веществ анионы (особенно карбонат и бикарбонат) реагировали с ионами металлов. Именно тогда из раствора выпадали микросгустки аморфных карбонатных минералов, которые позже кристаллизовались и срастались в минеральные слойки.

При поступлении в окружающую среду ионов железа могли получиться «железные» (сидеритовые) строматолиты, марганца — родохрозитовые. (Все это руды названных металлов.) Сама слизь улавливала различные по составу частицы. При бескислородном фотосинтезе, который осуществляют серные пурпурные и зеленые бактерии, в осадок могли выпадать сульфаты: гипс (CaSO₄ × 2H₂O), барит (ВaSO₄) или целестин (SrSO₄). (Кстати, гипс — важное строительное вяжущее вещество, а два других минерала — руды бария и стронция.)

Если строматолиты пропитались растворенным кремнеземом, поступавшим из близлежащего термального источника (как в современной Исландии), то в них нередко, словно в стеклянных препаратах, сохранялись и сами бактерии, создавшие эти странные конструкции. Не исключено, что кремневые строматолитовые корки могли формироваться бактериями «умышленно», особенно в архейских условиях: кремнезем прекрасно экранирует ультрафиолетовые лучи ближнего спектра (150-микронный слой этого минерала обеспечивает полную защиту; без него 70 % клеток гибнет в течение 24 часов).

Преимущественно коническая и столбчатая форма строматолитов предопределялась несколькими факторами. В первую очередь фототаксисом — стремлением к свету бактериальных сообществ, но не только. Поскольку цианобактериальная часть сообщества выделяла кислород, пузырьки газа скапливались на кончике строматолита, куда устремлялись оксифильные бактерии, а за ними другие — потребители органики. (Такие ископаемые пузырьки начинают встречаться в строматолитах возрастом 2,7 млрд лет — на исходе архейского эона.) А правильность сложных построек (выдержанное расстояние между отдельными конусами) объясняется тем, что бактериальное сообщество дробилось на отдельные группы, борющиеся друг с другом за ресурсы.

Строматолитовая форма существования широко распространилась (рис. 4.1л), поскольку жить под защитой минеральных слойков оказалось очень выгодно: биопленки и биоматы быстро высыхали и повреждались ультрафиолетовым излучением, а со временем стали выедаться одноклеточными эукариотами. Под минеральными слойками сохранялась влага, для ультрафиолета они были непроницаемы, а для того, чтобы их разрушить, нужны были железные зубы, как у современных моллюсков — хитонов. Кроме того, в инертные минералы можно было упрятать ионы тяжелых металлов и мышьяка, растворенные в бескислородном океане в повышенных концентрациях и потому представлявшие опасность для жизни.

В архейском океане в возведении карбонатных построек могли участвовать протео- и ацидобактерии (известные в современных микробиалитах), но, поскольку они не имели таких прочных оболочек, как у цианобактерий, шансов сохраниться у них не оставалось. Эти члены сообщества прокариот могли обеспечить и другие пути образования карбонатов, например через последовательность реакций, начинавшуюся с разложения диамида угольной кислоты [(NH₂)₂CO]:

(NH₂)₂CO + 3H₂O → 2NH₄— + HCO₃— + OH—;

2HCO₃—+ Ca2+ → CaCO₃ + H₂O + CO₂.

«Пузырьки кислорода», впервые застрявшие в строматолитах около 2,7 млрд лет назад, вероятно, и являются древнейшими свидетельствами существования цианобактерий — основной группы фототрофов (как в виде отдельных организмов, так и в форме пластид многих водорослей и высших растений). К этому же рубежу приурочены заметные изменения в изотопной подписи углерода (рис. 4.1е), повышенное содержание органического углерода в морских отложениях (такие объемы вряд ли могли образоваться за счет одного бескислородного фотосинтеза) и находки микрофоссилий, похожих на цианобактерии.

Морфология протерозойских бактериальных чехлов, скажем из сухотунгусской свиты Сибирской платформы, указывает на их принадлежность цианобактериям, внешне похожим на современные калотрикс (Calothrix) и формидиум (Phormidium): именно эти мелководные фототрофы нуждаются в толстых оболочках, предохраняющих от ультрафиолетового излучения. На присутствие цианобактерий указывают и состав органического вещества, иногда сохраняющегося в чехлах, и соотношение стабильных изотопов углерода. Способны были поучаствовать в строматолитостроении и коккоидные бактерии, образующие обильные колонии пленочной и грибовидной формы (напоминающие Entophysalis). В некоторых строматолитах насчитывается до десятка видов разных цианобактерий.

Цианобактерии жили не только под защитой строматолитовых корок: они освоились даже на периодически пересыхающем мелководье и играли там весьма заметную роль. Заметную благодаря золотистому пигменту (лат. pygmentum — краска) сцитонемину, предохранявшему клетки как цианобактерий, так и водорослей от ультрафиолетового излучения. Конечно, в клетках должны были находиться и пигменты, связанные с фотосинтезом, подобные хлорофиллам, поскольку изначально и они служили для рассеивания излучения. (Механизм рассеивания затем и использовался в фотосинтезе.) От гибели бактерии также защищались с помощью акинет — толстостенных удлиненных спор с обильными запасами питательных веществ: акинеты могли выдержать и временную засуху, и чрезмерное осолонение, и сильное опреснение.

Прослеживание молекулярной истории этих прокариот также показывает, что оксифототрофная ветвь отделилась от нефотосинтезирующей и анаэробной линии цианобактерий 2,6–2,5 млрд лет назад. Последние могли существовать и раньше и даже отладить фотосистему II — один из важнейших компонентов всей системы фотосинтеза, необходимый для расщепления молекул воды. В бескислородном архейском океане эта фотосистема была задействована для забора электрона у Н₂S, чтобы окислить S2– до S0. С этим источником электронов, так же как с Fe2+, разные прокариоты не могли расстаться еще долго.

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.

Некоторые свидетели, а возможно, и участники рудообразования были обнаружены в кремневых слойках формации Ганфлинт (1,9 млрд лет) на Канадском щите. В 1954 г. их открыли в провинции Онтарио американский геолог Стенли Тайлер и палеоботаник Элсо Баргхурн, решившие, что нашли древнейшие споры и пыльцу. Ошибка вполне простительная, поскольку в те годы ученым были доступны лишь петрографические и бинокулярные микроскопы. Ископаемые микроорганизмы величиной в несколько десятков и сотен микрометров оказались бактериями, причем очень разнообразными: звездчатые эоастрион (Eoastrion) и какабекия (Kakabekia) напоминают современных железобактерий (например, Metallogenium из Карельских озер), а нитчатые ганфлинтия (Gunflintia) и гурониоспора (Huroniospora) — вездесущих строителей биоматов, способных поставлять свободный кислород. Благодаря окремнению и современным технологиям, включая рамановскую микроспектроскопию, масс-спектрометрию вторичных ионов, электронное 3D-сканирование, лазерную конфокальную сканирующую микроскопию и синхротронную фазово-контрастную томографию, можно не только рассмотреть древние бактерии в деталях — отличить клеточную стенку от оболочки цисты, оценить степень структурной организации органического вещества, содержание в нем углерода, азота и серы, состав углеводородов, но также выявить других членов бактериального сообщества и понять, что существовали они в бескислородной среде. Так, обугленная оболочка нитчатой ганфлинтии свидетельствует о присутствии аэробных гетеротрофов, которые сохранились в виде округлых телец, а пиритизация такой же оболочки — о существовании сульфатвосстанавливающих анаэробных гетеротрофов (возможно, серных бактерий).

Железорудная эпоха закончилась в палеопротерозойскую эру, дав название ее первому периоду — сидерский (от греч. σίδηρος — железо). А положили конец этой эпохе 1,85 млрд лет назад, видимо, тоже сульфатвосстанавливающие бактерии, способные преобразовать сульфат (SO₄2–) в сульфид (НS—). Океан обогатился сероводородом, активно поглощавшим железо с образованием нестойкого пирита. Исходя из распространения пирита и закисного железа, связанного в разных минералах, можно представить, что мелководье было охвачено сероводородным заражением, а глубины оставались закисными и также бескислородными (рис. 4.1з). Именно сероводородная прослойка не давала кислороду проникать глубже и окислять железо. Гипотезу эвксинизации протерозойского океана в 1998 г. предложил американский геохимик Дональд Кэнфилд, взяв за основу модель современного Черного моря, где господствует сероводородное заражение. (Греки называли этот водоем «Понт Эвксинский». И поскольку Понт стал моделью моря с сульфидными водами, сероводородное заражение вошло в литературу как эвксинизация.)

Лишь с «раскрытием железного занавеса», когда большая часть железа, растворенного в верхних слоях океана, осела на дно, положив начало будущим «магнитным аномалиям», свободный кислород стал накапливаться. Конечно, в очень небольших объемах кислород образовывался в атмосфере при фотолизе паров воды под действием ультрафиолетового излучения, поскольку свободный водород улетучивался в космическое пространство, что препятствовало обратному ходу реакции. Отметим, что это явление в чистом виде не может насытить атмосферу кислородом, поскольку по достижении определенной концентрации газа формируется озоновый щит и фотолиз прекращается, а весь накопившийся кислород опять уходит на окисление органических веществ и разных металлов. Так что свободный кислород — это исключительно побочный продукт фотосинтеза. (Не исключено, что цианобактерии стали выделять этот ядовитый для многих газ, чтобы обезопасить себя от фотосинтезирующих конкурентов, способных выжить лишь в анаэробной среде.)

Собственно, фотосинтезирующие организмы совершенно не заботились о насыщении атмосферы кислородом, а просто синтезировали органическое вещество по формуле:

H₂O + CO₂ + hν = CH₂O + O₂,

где hν — энергия фотона, которая используется для расщепления молекулы воды, а CH₂O — условная формула органического вещества.

Причем процесс этот более рачительный, чем фотолиз воды под действием ультрафиолетового излучения: в этом случае молекула водорода связывается с органическим веществом, а не теряется безвозвратно в космосе. И если свободного кислорода не хватает для образования озонового слоя, то фотолиз может привести к исчерпанию источника воды, что, видимо, и произошло на Марсе.

Глава 9. Великое кислородное событие, акт первый: литосфера