Сотворение Земли. Как живые организмы создали наш мир

Отчасти своеобразие эдиакарско-кембрийского фосфатонакопления было связано с недавно закончившимися оледенениями: таяние крупных масс льда всегда приводит к сбросу в океан больших объемов биогенных элементов, миллионами лет скапливавшихся во льду в виде пыли. Не могло не сыграть свою роль и формирование Гондваны: в результате коллизии южноамериканских и африканских кратонов 650–590 млн лет назад появился внушительный Панафриканско-Бразильский суперхребет (6000 км длиной при ширине 400–800 км), а затем (580–515 млн лет назад) на стыке Африки с Аравией, Индией и Антарктидой — не менее протяженный Трансгондванский (8000 км длиной и до 1500 км шириной). Образовалось и несколько хребтов поменьше. Высокие темпы роста и одновременно эрозии горных массивов выявляет ползущая вверх изотопная подпись стронция, сопоставимая с аналогичной кайнозойской, отражающей вздымание Гималайско-Тибетского плато. Из продуктов разрушения только Трансгондванского хребта могло получиться 10 × 10¹⁰ м³ осадочных пород — достаточно, чтобы покрыть 10-метровым слоем, скажем, площадь современной Сибири. Кислые магматические горные породы, слагавшие ядра этих горных массивов, тоже служили источником фосфата, вымывавшегося в результате их выветривания. Наконец, история с доломитами показывает, что океан был по большей части закисный с низким содержанием сульфатов (рис. 13.2а, в, и). А ведь именно активные сульфаты препятствуют не только осаждению доломита, но и фосфатных минералов: вместо франколита из раствора выпадают гипс и ангидрит, забирающие ионы кальция.

Изучение состава фосфоритов того времени показало, что фосфор попадал на дно не только с органическим веществом (уж больно много фосфора накопилось — столько в органике нет), но и на «железном шаттле». Оксигидроксид железа (FеОOH) связывал ортофосфат-ионы и увлекал их на глубину. В бескислородном водном слое фосфат высвобождался (так как FеОOH реагировал с HS^—), концентрировался, и, поскольку этот слой находился недалеко от поверхности, любой подъем вод (т. е. формально опять же апвеллинг), особенно высокий прилив, приводил к насыщению мелководья фосфатом. Поскольку эта зона океана была сероводородной, здесь при окислении сульфида возникал избыток Н⁺, водный слой подкислялся и фосфатные минералы получали преимущество над карбонатом кальция. И на границе окислительно-восстановительных обстановок росли фосфатные корки, образовывались конкреции и происходила фосфатизация остатков организмов. Кроме того, как показали эксперименты, присутствие таких остатков ускоряло осаждение аморфного фосфата, который позднее кристаллизовался.

Однако в формировании и современных, и, вероятно, древних фосфоритов существенную роль играли нитчатые серные бактерии, плотные скопления которых покрывают тысячи квадратных километров континентального шельфа на краю окислительной и восстановительной зон. В кислородной среде они запасают для своих нужд NO₃^— и РО₄^3–, а затем на длительное время перебираются в сероводородную обстановку, где для удержания нитрата и полифосфата используют энергию, полученную при окислении HS^— до S⁰. После отмирания микробов гидролиз бактериального полифосфата ведет к быстрому осаждению франколита, кристаллы которого покрывают и чехлы самих бактерий, и остатки других организмов. Например, поселения современных гигантских бактерий тиомаргарит (Thiomargarita) в зонах апвеллинга способны накопить 0,05 кг фосфора на 1 кг сухого осадка, что соответствует месторождениям с 25 %-ным содержанием фосфата. Правда, это не нитчатая бактерия, а в эдиакарских фосфоритах встречаются именно фосфатизированные нитевидные чехлы с включениями серы.

С усилением аэрации океана в кембрийском периоде отложений фосфоритов становилось все меньше (они практически исчезли около 500 млн лет назад), фоновое содержание фосфата в отложениях сократилось в 8 раз, прекратилась и фосфатизация органических остатков.