ПАЛЕОЗОЙ

Атмосфера палеозоя. Минерализация и фоссилизация углекислого газа путем накопления карбонатов и углей

ПРОБЛЕМЫ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО ЭТАПА КЛИМАТИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

О том, какой состав имела древняя атмосфера, можно судить по геохимическим особенностям процессов выветривания и осадконакопления соответствующего геологического периода. Известно, что атмосфера и ландшафтная оболочка находятся в вечном взаимодействии, сопровождающемся обменом элементов (Перельман, 1961). Газы атмосферы, проникающие в почвы и природные воды, оказываются одним из важнейших факторов, определяющих геохимию ландшафта и прежде всего господствующие в нем условия выветривания, миграции веществ и накопления осадков. При этом одни компоненты атмосферы накапливаются в ней (азот и кислород), другие — минерализуются и переходят в состав сиалической оболочки (С02, 02), третьи — диссипируют в мировое пространство (водород).

Согласно господствующим представлениям, основными компонентами первичной атмосферы являлись пары воды (до 95%), метан, угарный газ и аммиак. Пары воды с течением геологической истории конденсировались, пополняя воды Мирового океана, и частично диссоциировали на водород и кислород под воздействием ультрафиолетового света (фотолиз) и . в результате фотосинтеза, осуществляемого зелеными растениями.

С появлением в атмосфере свободного кислорода из нее стали исчезать метан, угарный газ и аммиак, подвергшиеся окислению.. Первый и второй перешли в углекислый газ (СН4 + 202-^С024-2Н20 и 2С0 + 02-^2С02), а третий дал начало азоту — главнейшему компоненту новой атмосферы (4NH3+302-^2N2 + 6H20).

Наиболее активные компоненты обновленной атмосферы: углекислый газ и кислород в результате своей геохимической активности, в огромных массах минерализовались и фоссилизировались в осадочных породах: углекислый газ накапливался в известняках, доломитах, рассеянном карбонатном веществе, а также ископаемых углях; кислород минерализовался в окисных железных и марганцовых рудах, в красно^ цветных песчано-глинистых толщах, карбонатах и сульфатах, в фосфоритах и соединениях азота. Таким образом, продукты и исторические изменения литогенеза дают ключ к восстановлению состава и эволюции древней атмосферы.

Исходя из особенностей литогенеза второй половины палеозоя попытаемся в самом общем виде представить состав атмосферы этого времени в части ее главнейших компонентов.

Углекислый газ

Одной из характерных особенностей состава позднепалеозойской группы отложений является огромное содержание в ней известняков, доломитов и терригенно-карбонатных пород (мергелей, известковистых песчаников и аргиллитов)» По различным оценкам на долю карбонатного вещества в палеозойской группе отложений приходится 12—15% от объема геосинклинальных толщ и 45—55% объема в платформенном чехле. Другой важной особенностью состава отложений позднего палеозоя является высокое содержание в них. растительного углерода, сконцентрированного-в пластах углей и рассеянного в песчано-сланцевых толщах и в целом оцениваемого в 0,1—0,3% объема терригенных отложений этого возраста,

Таким образом, в карбонатных и угленосных породах девона, карбона и перми заключены огромные массы минерализованного и фоссилизированного С02, приблизительно оцениваемое в п-1016 т, что на четыре порядка превышает его современное содержание в атмосфере (0,03 по объему при общем запасе 2,4» 1012 г) и в 200 раз превосходит его содержание в современном океане. О колоссальной насыщенности пород палеозоя связанным С02 свидетельствуют многочисленные химические анализы, показавшие среднее его содержание в известняке в количестве 41,9%, в песчанике — 5,1% и сланце — 2,7%.

Конечно, из сказанного не следует, что атмосфера и океан во второй половине палеозоя содержали углекислый газ в количестве, в сотни раз превышающем его современные концентрации. Несомненно что значительная часть связанного и захороненного в осадочных толщах углекислого газа постоянно возобновлялась за счет его регенерации при метаморфизме древних карбонатных осадков, оказывавшихся на глубоких уровнях земной коры, а также за счет окисления СН4 и СО, выделившихся из верхней мантии при вулканических . извержениях. Вместе с тем не вызывает сомнения и то обстоятельство, что во второй половине палеозоя расход С02 при процессах выветривания и осадконакопления полностью не восстанавливался этими ювенильными источниками и поэтому его содержание в атмосфере и гидросфере неуклонно уменьшалось.

Вследствие высокой растворимости углекислого газа в воде основным его концентратором является Мировой океан, в котором СО2 содержится в 60 раз больше, чем в атмосфере. Поэтому и морской механизм его минерализации и фоссилизации также является доминирующим.

Как следует из состава органических остатков и фациальных особенностей известняков позднего палеозоя, карбонатное осадконакопление протекало в морском мелководье преимущественно биогенным и отчасти хемогенным путем. Его Мощному развитию, очевидно, благоприятствовало высокое содержание в морских водах карбонатов, связанное с их интенсивным образованием в коре выветривания при азотно- кислородно-углекислой атмосфере того времени, в которой реакции выветривания должны были протекать следующим образом: с участием силиката — CASi03 + C02-fftH20^ CAC03 + Si02-|-ttH20;

в случае алюмосиликата — K2Al2Si60i6-fC02-{-2H20-^K2C03 + H2Al2Si208 -Н20 4- 4Si02,

При таком течении реакции главными продуктами выветривания оказываются карбонаты и свободный кремнезем, которые действительно в отложениях палеозоя пользуются исключительно широким распространением. Интенсивному накоплению карбонатов, вероятно, способствовала и высокая температура морских вод в палеозое, понижающая растворимость извести и тем самым способствующая выпадению ее в осадок.

В минерализации С02 большую роль сыграли морские организмы: водоросли, фораминиферы и разнообразные беспозвоночные, строившие из извести свои скелеты; они связали колоссальные количества С02 и накопили его в толщах известняков. В позднем палеозое еще господствовал бентонный тип накопления известняков, а пелагический тип, получивший мощное развитие во второй половине мелового периода, еще существенной роли не играл.

В результате интенсивной минерализации и фоссилизации углекислого газа путем накопления карбонатов и углей атмосфера Земли очищалась от этого компонента и постепенно превращалась из азотно- кислородно-углекислой в азотно-кислородную, а воды Мирового океана тем временем изменялись из карбснатно-хлоридно-сульфатных в хло- ридно-сульфатные, при этом значительно уменьшилось в них содержание Са, Mg, отчасти Fe2+, также связывавшихся в карбонатах.

Процесс минерализации С02 и соответственно убыль его в атмосфере и в водах океана происходили постепенно, без резких колебаний, доказательством чего служит непрерывность развития органического мира.9

Масштабы процессов карбонатонакопления во второй половине палеозоя показывают, что атмосфера этого времени содержала много С02, может быть, в десятки и даже сотни раз больше современного, однако не выше 4%, при котором С02 оказывает токсическое действие на позвоночных, существующих с позднего девона.

Кислород

Первичная атмосфера Земли, по-видимому, была лишена свободного кислорода. Накопление его началось позже, когда компоненты первичной атмосферы: СН4, СО и NH3, а также растворенные в водах протоокеана S и H2S были достаточно окислены (Ронов, 1964). Глубинное происхождение свободного кислорода исключается на основании его полного отсутствия в газах, выделяемых вулканами, а также на оснований последовательного обеднения кислородом всех природных* соединений земной коры с глубиной, что, например, можно проследить по соединениям кислорода с железом. Характерное для приповерхностных горизонтов сиаля соединение Fe203 (гематит) в более глубинных ассоциациях пород замещается соединением Fe0-Fe203 (магнетит), а в мантийном материале сменяется FeO (в силикатах) и полностью восстановленным самородным железом, либо его соединениями с углеродом, азотом, силицием и фосфором. Допускают, что ранний свободный кислород образовался посредством расщепления паров воды на Н2 и О2 под воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца (фотолиз). Возникавший при этом процессе водород диссипировал в мировое пространство, а кислород вследствие его исключительной химической активности связывался в продуктах реакций с СН4, СО, NH3, S, H9S и Fe2+.

Появление атмосферного кислорода фиксируется еще для раннего протерозоя по крупным накоплениям гематита и выделениям первых сульфатов. Очевидно со среднего протерозоя основным кислородопроизводя-, щим процессом становится фотосинтез, осуществляемый зелеными растениями, преимущественно морскими. Таким образом, океан оказывается не только основным хранителем С02, но и крупнейшим кислородопроизво- дящим механизмом. В позднем протерозое уже формируется достаточно мощный слой озона, создавший благоприятные условия для развития органической жизни на Земле.

При фотосинтезе, как и при фотолизе, свободный кислород возникает при расщеплении молекулы воды, в результате оба эти кислоро- допроизводящие процессы сокращали запасы воды на Земле. Имеются расчеты, показывающие, что на образовавшийся путем диссоциации кислород израсходовано 3,74хЮ23 г воды, соответствующие 22% современной массы Мирового океана.

Содержание свободного кислорода в атмосфере было значительным уже в первой половине палеозоя, когда газы первичной атмосферы, а также растворенная в водах океана S и H2S были полностью окислены и когда уже широкое распространение получили фотосинтезирующие водоросли и фитопланктон.10

Естественно, что по мере развития растительности на Земле производство кислорода возрастало, однако параллельно увеличивался и расход его на окисление отмирающих остатков, при котором он снова связывался с углеродом и водородом, образуя С02 и Н20.

Свободный кислород, возникавший при фотолизе и фотосинтезе, лишь в небольшой части накапливался в атмосфере даже после полного окисления газов первичной атмосферы. Огромные массы его и на последних этапах геологической истории расходовались на окисление вулканических газов, органических остатков и на образование высоко- окисленных соединений поливалентных металлов. При этом- основная часть минерализуемого кислорода фоссилизировалась в осадочной оболочке Земли.

По расчетам Полдерварта (1957) количество минерализованного в прошлом свободного кислорода превышает содержание этого элемента в современной атмосфере.

Фоссилизации кислорода, помимо его химической активности, способствовали специфические геоморфологические и климатические условия, неоднократно возникавшие на древней суше. Это слабо расчлененное плато с низким уровнем грунтовых вод и разряженным растительным покровом, а также жаркий переменно-влажный и умеренно-сухой климат. В подобных геоморфологических и климатических условиях мощное развитие получают коры выветривания с железистым (гсмати- товым) горизонтом. При размыве таких кор выветривания в седимепти- ционные бассейны поступает много гематита, который в условиях окислительной щелочной среды захоранивается в осадках, не претерпена» изменений. И только на участках бассейнов с кислой восстановительной средой Fe203 преобразуется в FeO.

Главными носителями фоссилизованного кислорода являются карбонатные толщи, в которых он содержится в форме высокоокислениого СО2, гематитовые и магнетитовые руды, а также красноцветные толщи, содержащие высокоокисленное железо (Fe2Oa) в рассеянной форме, и марганцовоносные осадки, а также сульфаты и соединения кислорода с азотом (селитра). Масштабы фоссилизации в прошлом атмосферного кислорода оставались значительными и во второй половине палеозоя, поскольку процессы карбонатного, сульфатного и красноцветного осадконакопления и в это время протекали с исключительной интенсивностью. В конце перми появляются семейства растений и типы наземных животных, существующих поныне, что дает основание считать, что с этого момента газовый состав атмосферы, в частности по содержанию кислорода, уже приблизился к современному.

Пары воды

В геологической литературе утвердилось мнение, что содержание водяного пара в составе протоатмосферы достигало 95— 97% ее массы. В настоящее время на его долю приходится лишь 2% массы атмосферы (1,3- 1019 или 0,001% гидросферы).

Количество водяного пара, содержащегося в воздухе, зависит от температуры, изменяющейся по термическим поясам. Предельной величины (4%) оно достигает в тропическом климате и минимальной (до 0.01%)—в арктическом. Поскольку климаты второй половины палеозоя были жаркими — экстратропическими и тропическими, почти изотермичным, содержание паров в атмосфере того времени было значительно выше современного (в 3—4 раза),

О более высокой влажности воздуха в девоне, карбоне и перми свидетельствует интенсивное химическое выветривание, допускавшее образование красноземов даже в самых аридных климатах, влаголюбивая и теневыносливая растительность, широкое распространение наземных амфибий и рептилий, сильно испарявших с кожных покровов и поэтому нуждавшихся в очень влажном воздухе. В дальнейшем содержание воды в воздухе сокращалось в результате возраставшей континентализации климата и уменьшения испарения с поверхности Мирового океана.

С уменьшением содержания влаги в атмосфере, по-видимому, упала ее роль в генерации свободного кислорода.

Азот

Как предполагается, азот возник вторично в процессе окисления аммиака. Вследствие химической инертности он минерализовался и фоссилизировался в незначительной степени, накапливаясь преимущественно в атмосфере, в которой стал ведущим компонентом, еще в протерозое.