Благодаря оттоку водорода с малого небесного тела в космос Марс и превратился в Красную планету: его цветовая гамма обусловлена окислением железосодержащих минералов, но свободного кислорода там не осталось.

На Земле насыщение кислородом атмосферы и верхних слоев гидросферы, с которыми воздух активно перемешивается вследствие штормов и ливней, обычно рисуется как поступательный процесс с резким скачком уровня этого газа примерно до 2 % и затем почти до нынешних объемов кислорода в воздушной оболочке Земли (20,95 %). Более тщательные исследования минерального, элементного и изотопного состава протерозойских вод (конечно, в виде выпавших из них осадков) показывают, что газ накапливался очень медленно. Даже в самом конце протерозойского эона уровень кислорода был неустойчив и не выходил за пределы 0,02 %. Точка невозврата,1–2 %, вероятно, была преодолена лишь на рубеже протерозоя и палеозоя (в эдиакарском-кембрийском периодах, 635–485 млн лет назад).

И пусть уровень кислорода в начале протерозойского эона достиг всего 1–2 %, этот рубеж полностью заслуживает своего научного признания как Великое кислородное событие, поскольку в архейской атмосфере живительного газа было не более 0,0001 % (рис. 4.1ж). С этим событием связаны существенные изменения в минералогическом составе горных пород (число минералов более чем удвоилось: с 1500 до 4000), наступление ледниковых эпох, пожалуй, самых суровых в истории планеты, и появление, а затем и бурная диверсификация (рост разнообразия) эукариот (рис. 4.1к, м).

Самым ярким свидетельством Великого кислородного события служат красноцветы – песчаники и конгломераты с песчинками и гальками, покрытыми водными окислами железа [FeO(OH); 2Fe₂O₃ × 3H₂O)] – ржавчиной, которые начинают встречаться в континентальных отложениях возрастом от 2,43 млрд лет и моложе. А поскольку базальты – одна из наиболее развитых на поверхности суши пород – содержат железо в закисной форме, появление свободного кислорода вызвало окисление железа и привело к повсеместному покраснению этих мафических пород. Земля из черной планеты почти в одночасье стала красной, но не навсегда, как Марс. И не весь кислород остался связанным в минералах. Именно массовое появление новых минералов свидетельствует о повышении роли свободного кислорода во всех земных процессах. Например, его использовали серные бактерии для окисления сульфидов до сульфатов. И в ископаемой летописи 2,3 млрд лет назад появился гипс (CaSO₄ × 2H₂O). Хотя этот минерал весьма нестоек – быстро растворяется, заместившие его кремнезем и доломит сохранили присущую кристаллам этого сульфата форму: гипсовые розы и воронки, когда-то росшие на теплых пересыхающих мелководьях.

Возникновение обширного класса разбухающих глинистых минералов также связано с повышением уровня кислорода. Присутствие водонасыщенных глин, весьма недолговечных, выявляется по увеличению доли силикатных минералов с высоким содержанием δ¹⁸О в гранитной магме. Этот изотопный избыток является следствием усилившегося выветривания, к чему привело возрастание роли углекислого газа, и низкотемпературного диагенеза при изотопном обмене минералов с водной средой. Одновременно этот скачок изотопной подписи свидетельствует о появлении значительного резервуара обогащенных δ¹⁸О осадочных пород – глинистых сланцев и аргиллитов. (Углекислый газ, растворяясь в воде, превращается в угольную кислоту, которая изменяет многие минералы и изотопную подпись.)

Действительно, в архейских отложениях мощные глинистые толщи – главные продукты выветривания кристаллических горных пород – отсутствуют. Усиление выветривания отнюдь не абстрактный вывод, который следует из природы кислорода как сильнейшего окислителя: недаром французский химик Антуан Лавуазье назвал этот газ «кислоту рождающим» (франц. oxygène). Масштабы явления можно «поверить цифрой» как раз по росту объема глинистых минералов: темпы формирования глин резко увеличиваются в протерозое и продолжают нарастать до наступления фанерозойского эона. Все это является прямым следствием повышения уровня кислорода в атмосфере и, следовательно, побочным эффектом деятельности цианобактериальных сообществ.

Изменение окислительно-восстановительных условий океана привело к формированию новых типов руд – урановых, молибденовых, ванадиевых, а также фосфоритов и шунгитов. Например, органические черные сланцы стали накопителем урана – четверть мировых запасов руд этого радиоактивного металла образовались 2,4–2,2 млрд лет назад. В обогащенной кислородом среде U⁶⁺ выносится с суши, образует в морской воде трикарбонат уранила [UO₂(CO₃)₃^4–], погружается в бескислородные глубины, восстанавливается до U⁴⁺ и оседает на отрицательно заряженных органических молекулах, образуя уранинит. Причем важнейшим механизмом восстановления и, следовательно, концентрации этого элемента является деятельность микробов, подобных железо- и сульфатвосстанавливающим бактериям.

Кислородное выветривание привело и к мобилизации фосфата, который активно использовался цианобактериями и накапливался как в отмершем органическом веществе, так и в виде карбонатапатита [Ca₅(PO₄,CO₃)₃F]. Из этого минерала на Индостанском щите даже построены строматолиты, образующие пласты мощностью 5–35 м и содержащие до 37 % фосфата. Богатые фосфатом породы возрастом 2,1–1,9 млрд лет сформировались и в других частях планеты. Причем изотопная подпись углерода в этих отложениях прямо указывает, что к их появлению были причастны фототрофы.

Наконец, кривая соотношения изотопов углерода действительно стала кривой с резкими перепадами значений этого соотношения от 0 до +13‰ в интервале 2,32–2,06 млрд лет (рис. 4.1е). Этот скачок, названный событием Ломагунди-Ятулий (по отложениям в Зимбабве и Карелии, где изотопная подпись особенно резко сдвигается в сторону положительных значений), указывает на значительные изменения в продуктивности фотосинтезирующих организмов, что, в свою очередь, отражает рост поступления биогенных элементов (фосфор, железо) с суши под воздействием кислородного выветривания и наземной биоты. Например, сидерит, который входил в состав полосчатых железистых формаций, с частью этих отложений уже оказался на суше, и его окисление обеспечивало цианобактерии сразу и железом, и карбонатом для образования органического вещества.

Кроме того, доля элементов, которые легко растворялись в бескислородном океане, уменьшилась по отношению к тем, что переносятся более насыщенной кислородом водой. К примеру, возьмем соотношение цинка и железа в карбонатных отложениях: оба этих элемента имеют одинаковую растворимость в морской воде и поступают из одних и тех же источников (в основном гидротермальных). Однако с появлением кислорода Fe²⁺ начинает окисляться до Fe³⁺ и выводится из раствора в виде окислов, тогда как для Zn²⁺ ничего не меняется – ионы этого металла продолжают осаждаться в карбонатах и соотношение Zn/Fe растет. Закономерным образом колеблется и фоновое содержание урана и молибдена – элементов, очень чувствительных к окислительно-восстановительному потенциалу среды. Резкие скачки в соотношении различных элементов и изотопов на архейско-протерозойской границе указывают на смену окислительно-восстановительной обстановки в древнем океане (рис. 4.1в, г, д). Изменился на этом рубеже не только минеральный состав, но и изотопный: навсегда исчезло независимое от массы фракционирование стабильных изотопов серы (рис. 4.1б). Появление «озонового щита» в протерозое воспрепятствовало фотолитическому распаду сернистого газа, и изотопная подпись Δ³³S практически распрямилась – 0‰. Но озоновый слой мог образоваться только при наличии хотя бы 10^–5% кислорода в атмосфере.

К этому же рубежу (2,43–2,24 млрд лет назад) приурочены и первые в истории Земли следы оледенения: тиллиты, дропстоуны и уже упоминавшиеся варвиты. Тиллиты – это глинистая толща, вмещающая хаотически разбросанные угловатые разноразмерные валуны, а дропстоуны – эти самые валуны, часто с ледниковой штриховкой. Образуются подобные отложения на дне морей и озер, куда случайным образом падают обломки горных пород из тающих на поверхности водоема айсбергов и плавучих ледников. Ранее обломки были захвачены на суше при движении по ее поверхности ледового массива, поэтому на крупных валунах остаются приметные параллельные царапины и борозды – следы скольжения мелких обломков.

Если попытаться представить себе мир накануне кислородного события и через несколько миллионов лет после него, скажем на побережье небольшого вулканического острова, то архейская Земля будет выглядеть примерно так: черный пиритовый песок, омываемый волнами темно-сине-зеленого океана, куда впадают желтые серные ручьи, стекающие со склонов невысоких извергающихся вулканов. И весь этот пейзаж освещает красноватый диск солнца, то и дело исчезающий в густой оранжевой дымке. На второй картине песок становится красновато-серым, вулканы подрастают и их вершины покрываются снегом, а ручьи приобретают прозрачность и впадают в мутный бурый океан (в нем окисляется железо), но небо уже голубеет, яснеет, и солнце в зените утрачивает красноту.