Многие минералы названы в честь регионов, где были открыты или получили распространение (мусковит – от Московии, где эту слюду вставляли в окошки; антарктицит – от Антарктиды; висмутин – от рудника Визенматт в Германии, и от него же произошло название металла висмут). Однако Доломитовые Альпы – горы на северо-востоке Италии – сами получили имя по наиболее обычному в этом и других альпийских горных массивах минералу – доломиту [CaMg(CO₃)₂].

Доломит часто встречается не только в Альпах: это один из самых распространенных на планете минералов, почти нацело слагающий одноименную осадочную породу. Минерал же назван в честь французского геолога Деода де Доломье, изучавшего Северную Италию во второй половине XVIII в. и обратившего внимание на странную породу: очень похожа на известняк (карбонат кальция), но в кислоте растворяется плохо. Поскольку доломит не очень чувствителен к слабым кислотам, включая воду, эта порода часто образует скальные останцы. Особенно много таких останцев сложено нижнетриасовыми (в Альпах как раз они и преобладают) и протерозойскими доломитами. И не только венчающего типа.

По всему миру – на Сибирской платформе и платформе Янцзы (Южный Китай), по периферии Гондваны (Испания, Марокко, Оман, Иран, Индия) и в западной части Лаврентии (Северная Америка) – при переходе от эдиакарских отложений к кембрийским белые и желтые доломиты довольно резко сменяются красными, зелеными или иссиня-черными известняками и фосфоритами. Конечно, эта внезапная, глобальная «смена парадигм» давно притягивала взгляды ученых: были написаны сотни статей о природе этого явления, а загадку доломитов объявили одной из самых неразрешимых проблем седиментологии. Однако в большинстве своем авторы опирались на представления о том, как доломиты образуются в наши дни – либо в условиях себхи (засолоненного побережья при повышенных температурах, как в Персидском заливе), либо при вторичном замещении в известняках части ионов кальция на магний (опять же повышенные температуры и минеральные растворы). Исходя из физико-химических расчетов предполагалось, что доломит с совершенной кристаллической решеткой вообще не может осаждаться в «комнатных условиях» – прямо из морской воды: для его кристаллизации в больших объемах требуется огромная активационная энергия, уровня которой ионы достигают только в теплом перенасыщенном растворе. И чем выше температура, тем быстрее идет реакция. Раз так, «доломитовые моря» – это время больших концентраций углекислого газа в атмосфере, парникового эффекта и жаркого климата. Или просто результат «старения» отложений: чем больше возраст карбонатов, тем выше вероятность, что они затронуты вторичными преобразованиями. Например, в нижнекембрийских отложениях доломитизации подверглись многие рифовые комплексы, поскольку известковые скелеты организмов-рифостроителей и отчасти морской цемент имели высокомагнезиальный состав. При этом, конечно, от первичных скелетов и кристаллов остаются лишь невразумительные пятна.

Однако временное распространение доломитовых толщ совершенно не совпадает с парниковыми эрами, а криогеновые и эдиакарские доломиты не производят впечатления сильно измененных отложений: в них прекрасно различимы очень тонкие первичные структуры – корочки морского цемента, где виден каждый кристалл, косослоистые оолитовые пески, обильные бактериальные маты (рис. 14.1).

Может, в этих структурах и кроется секрет доломитов? Действительно, на Земле есть силы, способные преодолеть вроде бы незыблемые ограничения физико-химических реакций. Это, конечно, организмы: в современных лагунах Те-Куронг (Южная Австралия) и Вермелья (Бразилия) бактериальные сообщества не только образуют строматолиты, но и создают их из… доломита (рис. 14.2). Причем лагуны эти не отличаются повышенными температурами. Если в естественных условиях бактерии-доломитообразователи обнаружили лишь в самом конце прошлого века, то экспериментально процесс был доказан еще в 1908 г. российским микробиологом Георгием Адамовичем Надсоном. Кстати, попытки вырастить доломит, воспроизводя условия себхи с использованием раствора, перенасыщенного ионами магния и карбоната, и высокие темпы испарения, успехом не увенчались: получался исключительно арагонит, в кристаллическую решетку которого магний вообще не входит.

Образование доломита можно описать следующей формулой:

Или в случае вторичного замещения:

Но для протекания этих реакций, как уже отмечалось, требуются повышенные температуры. Сульфатвосстанавливающие бактерии условия «игры» меняют: изымая SO₄^2–, который, как более активный, конкурирует с НCO₃^– за Mg²⁺ и тем самым препятствует осаждению доломита, они создают бескислородную щелочную среду. В таких условиях при «комнатной» температуре и преодолевается кинетический барьер кристаллизации этого минерала, поскольку SO₄^2– затем восстанавливается до H₂S, а Mg²⁺ снова высвобождается и реагирует с НCO₃^–, выделяющимся при обмене веществ. Все, что нужно сульфатвосстанавливающим бактериям (а именно они способствуют формированию доломитовых кристаллов), – это приток ионов кальция, магния и сульфата, а также наличие органического вещества. Ионы в достаточных объемах поступают с суши, а органика образуется при жизнедеятельности других членов бактериального сообщества и за счет отмершего планктона. Дело остается за малым – изменить параметры среды так, чтобы на дне водоема начали развиваться зародыши кристаллов (менее 5 мкм величиной). В меньшей степени создавать среду, благоприятную для осаждения доломита, способны аэробные галофильные бактерии и метанобразующие археи.

В общем виде эту цепь реакций можно записать так:

Как следует из формулы биохимических преобразований, результатом деятельности подобных микробных сообществ являются не только доломитовые отложения, но и бескислородная сероводородная среда, а также выход углекислого газа (рис. 13.2в, и).

Следы именно таких обстановок и сохранили криогеновые и эдиакарские доломиты. Сами доломитовые кристаллы тоже не вполне обычны: они удлиненные и содержат обильные включения, а зоны роста у них имеют совершенную ромбоэдрическую форму. Особенно хорошо зональность самых ранних (по времени образования) доломитовых кристаллов выявляет катодолюминесцентный анализ тонких срезов образцов морского цемента (рис. 14.3). Тусклые люминесцентные зоны отличаются повышенным содержанием железа и марганца, а яркие – только марганца. Следовательно, во время роста кристаллов ионы этих элементов находились в растворе, что тоже возможно только в бескислородном океане.

Конечно, этот вывод необходимо подтвердить и с помощью других методов – проанализировать, как меняются соотношение I/(Ca+Mg), активного железа (Fe_а) к общему содержанию этого элемента (ΣFe) в породе и другие геохимические показатели, причем не только в доломитах, но и в других отложениях того времени (рис. 13.2б, г, и). Fe_а включает этот элемент в пиритах, а также железо, активное на ранних стадиях диагенеза, т. е. образующее окислы, карбонаты и магнетит. Эмпирически выявлено, что соотношение Fe_а/ΣFe > 0,38 соответствует бескислородным условиям, а Fe_а/ΣFe < 0,22 – кислородным; промежуточные показатели истолковать трудно. Кроме того, высокая доля пиритовой составляющей (Fe_п) в активном железе указывает на сероводородные условия (Fe_п/Fe_а > 0,7–0,8). И все эти вещественные данные свидетельствуют: да, океан позднекриогеновой-эдиакарской поры (740–550 млн лет назад) был доломитовым (с повышенным содержанием магния по отношению к кальцию) и бескислородным – закисным на глубине, сульфидным ближе к поверхности.

Несмотря на неблагоприятную (правда, исключительно с нашей точки зрения) обстановку, своеобразная жизнь протекала и в сероводородных морях. Внушительным прижизненным памятником сероводородным микробным сообществам служат криогеновые доломитовые рифы. Такие рифы совсем не были похожи на постройки губок или кораллов, даже на сооружения цианобактериальных сообществ: гигантскими – до 400 м высотой – крутыми подводными стенами они опоясывали австралийскую часть Гондваны и Лаврентию, не приближаясь к поверхности моря ближе чем на 150 м. Гребни этих «мегалитов» были сложены доломитовыми строматолитами, фундамент – странными каменными пузырями, тоже доломитовыми. И в холодноводных морях развивались подобные сообщества, хотя доломит там, конечно, почти не формировался. Например, на Балтии на сероводородные условия указывают обильные и разнообразные, переполненные кристалликами пирита оболочки и чехлы серных бактерий – коккоидных, возможно, пурпурных и нитчатых зеленых. А вот остатки каких-либо животных в этих отложениях отсутствуют.

Уровень кислорода повышался постепенно, и даже в палеозойскую эру вплоть до начала каменноугольного периода содержание этого газа в атмосфере колебалось от 4 до 13 % (рис. 13.2к). В течение эдиакарского и кембрийского периодов рост содержания кислорода был замедленным, и резкие скачки перемежались с длительными интервалами, когда открытый океан был закисным и сероводородным (рис. 13.2и). Первые такие «всплески» последовали за маринойским и гаскьеским оледенениями (около 635 млн и 580 млн лет назад), остальные отвечали эпизодам, когда захоронение неокисленного органического вещества шло повышенными темпами (540, 530 и 520 млн лет назад). Об этом можно судить по синхронным положительным сдвигам в изотопной подписи углерода (до +4‰) и серы (до +20‰), т. е. по обогащению океана тяжелыми изотопами за счет легких, которые потребляли, соответственно, фототрофы и восстановители сульфата (рис. 13.2в, л). Если рассчитать, каким объемам выделенного кислорода отвечают такие изотопные соотношения, то получится около 4–13 %.

И все-таки большая часть океана оставалась анаэробной. Удивительно, что в таком океане организмы жили и эволюционировали.