Биогенные источники углеродистых формаций докембрия

Нами проводились исследования рассеянного органического вещества (OB) и морфологических остатков ископаемых организмов в докембрийских углеродистых отложениях Криворожья, Воронежского кристаллического массива, Джунгарского Алатау и Каратау.

Так, в углеродистых сланцах верхней свиты Кривого Рога (абсолютный возраст выше 2000 млн. лет), кроме политизированного OB, присутствовали кварц тригональной модификации, пирит, сидерит и графит. По данным рентгеноструктурного анализа, концентрация последнего достигает 5%. Содержание органического углерода (Cорг) составляло 17,2%, а хлороформенного битумоида (ХБ) — 0,21%. Однако после удаления элементарной серы количество битумоида уменьшилось до 0,042—0,045%. Спиртобензолом было выделено дополнительно 0,09% битумоида. Следует отметить, что, несмотря на относительно малую долю битумоидов в общем балансе OB, абсолютное количество последних вполне соизмеримо с битуминозностью осадочных пород палеозоя.

ИК-спектры указывают на присутствие значительного количества метановых (особенно неразветвленных), нафтеновых и ароматических углеводородов, а также альдегидов, кетонов, сложных алифатических эфиров и кислот. В гидролизатах пород методом бумажной хроматографии выделено десять аминокислот: лизин, аргинин, гистидин — основные; серии, глицин, аланин, валин и лейцин — нейтральные; фенил-аланин — ароматическая; метионин — серосодержащая. Доминируют основные аминокислоты с шестью атомами в цепи — 36,3%. На C5 — аминокислоты приходится 27,2%, на кислоты с двумя и девятью углеродными атомами (включая кольцо фенил-аланина) — по 9,1%, a C3 — кислоты составляют 18,1%.

Докембрийские отложения юго-восточного склона Воронежского кристаллического массива изучались в пределах северной части Ростовской области. Здесь в интервале глубин 200—500 м вскрыты метаморфические породы протерозоя, представленные чередованием песчаников, алевролитов, реже углистых сланцев. Степень метаморфизма осадочных образований колеблется от фации зеленых сланцев до эпидот-амфиболитовой фации. Многочисленные возрастные определения по слюдистым фракциям, выполненные калий-аргоновым методом, указывают на время главного этапа метаморфизма в интервале 1850—1950 млн. лет. Естественно, что накопление и захоронение осадков и OB в них должны были происходить ранее 1950 млн. лет.

Наименее метаморфизованные пласты песчано-сланцевого комплекса (воронцовская серия) представлены филлитами. Содержание в них Cорг достигает 3,5%, а в среднем составляет 1,2%. Изотопный анализ углерода показал, что на С13 приходится 3,27—3,29%. Палеофитологические исследования обнаружили многочисленные округлые матово-черные, темно-серые и черно-коричневые силуэтные формы сфероморфид и такого же цвета угловатые обломки твердых растительных пленок.

Нами были также изучены углеродистые отложений и руды свинцово-цинковых месторождений Джунгарского Алатау и Каратау, возраст которых оценивается как среднерифейский (месторождения Тельмановское и Текели), рифейский (месторождение Коксу) и вендский (месторождения Кюелы и Центральное Сууктюбе).

Полученные данные позволяют выделить нерастворимые, прочно связанные с породами и лабильные формы OB. Первые представлены органо-минеральными полимерами, керогеном, антраксолитом и гуминовыми кислотами (в сумме более 90%). Вторые — низкомолекулярными углеводородами и смолисто-асфальтеновыми соединениями. О биогенной природе OB и его участии в мобилизации рудных компонентов свидетельствует четкая обратная зависимость между содержаниями в керогене пиритной серы и гуминовых кислот. Это указывает на восстановление сульфатной серы OB и на господство восстановительных условий в период осадконакопления. Можно предположить, что аккумуляция биогенных остатков, которые стали источником OB в исследуемых отложениях, происходила в условиях мелкоморья и лагун, заселенных примитивными водорослями. Это положение вполне согласуется с геологическими данными.

Изученные нами породы, обогащенные OB, образовались в интервале 800—2100 млн. лет. В настоящее время, впрочем, имеются довольно убедительные данные об углеродистых формациях с возрастом 3400 млн лет. Тем не менее, анализируя весь известный геохимический и геологический материал, можно констатировать, что наши знания о древнейших эпохах развития земной коры ограничены послеазойским временем, т. е. относятся к периоду, когда уже существовала биосфера. Более того, у нас остается все меньше надежды обнаружить действительно азойский материал в каменной летописи нашей планеты.

Эволюция живых организмов, составлявших древнейшую биосферу, протекала в течение длительного геологического времени, непосредственным выражением ее была биогенная седиментация. Для познания ранних этапов седиментогенеза важно учитывать количественные изменения биомассы живого вещества во времени. По мнению В.И. Вернадского, она оставалась в течение всего геологического времени постоянной. Величина современной биомассы населяющих Землю организмов определяется следующим соотношением (в 10в12 т):

Из этих цифр следует, что биомасса организмов суши едва ли не в 800 раз превышает биомассу современного Мирового океана. Естественно, что завоевание организмами (растениями) суши в нижнем палеозое привело к значительному увеличению всей биомассы.

Надо сказать, что в течение долгого времени были распространены неверные представления о современной биомассе. Так, по расчетам В.А. Успенского, современная биомасса организмов суши и биомасса организмов Мирового океана соизмеримы одна с другой. На континентах она достигает 0,54*10в12 т, а в океане — 0,542*10в12 т, что в сумме составляет 1,082*10в12 т. Отсюда делается вывод о том, что переход живых существ на сушу сопровождался увеличением всей биомассы вдвое. Эти данные были использованы Н.М. Страховым в его работе об эволюции литогенеза в истории Земли.

Как видим, новые сведения свидетельствуют об ошибочности подобных оценок. Они говорят о резком изменении биомассы в геологической истории Земли. Надо думать, что принципиально важный вывод В.И. Вернадского о постоянстве биомассы следует принимать конкретно для каждой геологической эпохи, но не для всей истории Земли в целом.

Ошибочно думать, однако, что собственно гидросфера, как существенная часть биосферы, где условия для жизни были наиболее благоприятными, отличалась постоянством биомассы за период существования биосферы. Ее количественный уровень, видимо, определялся площадью поверхности Мирового океана, т. е. величиной, вероятно, сильно менявшейся, особенно на ранних этапах развития земной коры.

Появление первых автотрофных организмов (вероятно, синезеленых водорослей или их предков) ознаменовалось развитием фотосинтеза — процесса, в котором построение органических веществ сопровождается выделением свободного кислорода. Естественно, что вначале выделялось небольшое количество свободного кислорода.

Чтобы оценить возможное количество свободного кислорода в докембрийской атмосфере, обратимся к современной продуктивности фотосинтеза. Зная ежегодный баланс органических веществ и других компонентов в миллиардах тонн (10в9 т) можно рассчитать количество выделяющегося кислорода по реакции

Оценка фотосинтеза современной эпохи (таблица) свидетельствует о ведущей роли суши, а именно растительного мира континентов, в продуцировании свободного кислорода. Поверхность суши с населяющими ее организмами является главным генератором свободного кислорода в атмосфере планеты. Ho так было не всегда. В течение длительного докембрийского времени жизнь на суше отсутствовала или же находилась в зачаточном состоянии. Основная масса организмов была сосредоточена в Мировом океане. Первичный фитопланктон, его населявший, поставлял главную массу свободного кислорода, идущего на геохимическое окисление. В эвфотической части океана уже тогда существовали идеальные условия для размножения организмов. He удивительно, что первые автотрофные фотосинтезирующие организмы весьма быстро, в масштабах геологического времени, заняли верхнюю зону Мирового океана. После того как последняя была населена, достигнутый уровень биомассы долгое время оставался неизменным. Именно в этих условиях принцип В.И. Вернадского сохранял свое действие и был оправданным.

Подытоживая вышесказанное, можно допустить, что азотно-кислородная атмосфера как составная часть биосферы появилась давно. На ранних этапах развития Земли (4600—3700 млн. лет назад) возникли фотосинтезирующие морские организмы, что привело к быстрому накоплению свободного кислорода в биосфере в количестве не ниже точки Пастера. По-видимому, оно было выше точки Пастера (для любого гетеротрофного организма) и составляло 20—30% его современного содержания. Это подтверждается результатами изучения изотопных отношений углерода и серы в древнейших породах Западной Гренландии.

При пониженном содержании кислорода в биосфере сохранялась большая вероятность распространения восстановительных условий на дне древних водоемов, что благоприятствовало накоплению остатков организмов (рассеянного OB) — главным образом продуктов разложения фитопланктона, который и определял наличие OB в отложениях докембрия.