Rdzewiejąca Ziemia raz jeszcze

Większość złóż rud żelaza wydobywanych na Ziemi powstała bardzo dawno. A nawet bardzo, bardzo dawno temu, w archaiku i proterozoiku, czyli na samym początku dziejów Ziemi. Najstarsze rudy liczą sobie aż 3.7 mld lat. Ich występowanie związane jest z pasiastymi osadami naprzemianległych warstw rudy (magnetytu lub hematytu) i osadów krzemionkowych okruszcowanych w niewielkim stopniu lub pozbawionych związków żelaza. Takie archaiczno-proterozoiczne pasiaki określa się mianem wstęgowych formacji żelazistych czyli Banded Iron Formation, w skrócie BIF.
Najmłodsze formacje pochodzą z końca proterozoiku i datowane są na ok. 0.7 mld lat temu. Z prostego rachunku wynika, że BIF-y tworzyły się przez 3 mld lat, czyli przez zdecydowaną większość dziejów Ziemi (Ziemia liczy ok. 4.5 mld lat). Wstęgowych rud żelaza powstało tak dużo, że nie grozi nam w najbliższym czasie ich brak. Jednocześnie rudy żelaza są jednymi z najtańszych rud na świecie. Dla zobrazowania ogromu depozycji BIF-ów można posłużyć się przykładem szwedzkiego złoża Kiruna, które eksploatowane od ponad 100 lat dało światu już prawie 1 miliard ton rudy.
BIF-y skrywają jednak pewną tajemnicę.

Tą tajemnicą jest sposób ich powstania oraz środowisko, w jakim tworzyły się. BIF-y osadzały się w środowiskach morskich, jednak wiadomo, że panowały wtedy warunki skrajnie odmienne od dzisiejszych. Nie do końca znany jest skład proterozoicznej wody morskiej (nie wspominając już o archaicznej), a także jej temperatura. Jednak wiemy, że były to wody beztlenowe, początkowo bez śladów życia, a potem (od ok. 3.5 mld lat) zamieszkiwane przez proste organizmy bakteryjne (głównie sinice). Wody te musiały być także bardzo bogate w rozpuszczone wolne żelazo.

Z porównania wieku tworzenia się wstęgowych formacji żelazistych wynika, że ich główna masa powstała przed 2.4 mld, czyli jeszcze w archaiku (granica archaik-proterozoik to 2.5 mld lat). Data ta związana jest z wystąpieniem tzw. wielkiego wydarzenia oksydacyjnego (GOE - Great Oxidation Event), czyli dość gwałtownym skokiem w natlenieniu atmosfery i wód morskich (patrz poniżej Fig. a).
Wynika z tego, że w archaiku atmosfera Ziemi i oceany były prawie pozbawione tlenu, czyli reprezentowały skrajnie redukcyjne środowiska. Co do tego, panuje wśród naukowców zgoda.
Kontrowersje wzbudzają jednak modele opisujące okres od wielkiego wydarzenia oksydacyjnego do momentu pojawienia się zwierząt wielkomórkowych (Metazoa), czyli w zasadzie cały protezoroik (ok. 2 mld lat).

Klasyczny model zakładał, że wzrostowi zawartości tlenu w powietrzu towarzyszyło równoległe natlenianie wód morskich i zanik wolnych jonów żelaza rozpuszczonych w wodzie, które zostały związane przez tlen tworząc tlenki żelaza. Z tego względu mówiło się o proterozoicznych rdzewiejących oceanach lub nawet rdzewiejącej Ziemi.
Kolejnym pomysłem na wytłumaczenie zaniku wolnego żelaza w proterozoicznych morzach był udział siarkowodoru, produkowanego przez beztlenowe bakterie. Siarkowodór wiązał jony żelaza do postaci siarczków żelaza. Jednocześnie obecność siarkowodoru w wodzie miała niszczący wpływ na rozwijające się organizmy tlenowe, stąd trzeba było na nie czekać w zasadzie do końca proterozoiku.

Oba modele nie do końca radziły sobie z dokładnym określeniem ilości tlenu, żelaza i siarczków w proterozoiku, a szczególnie w środkowym i późnym proterozoiku. Wtedy bowiem doszło do kolejnego, masowego tworzenia się wstęgowych osadów żelazistych (BIF-ów).

Ostatnie badania wstęgowych osadów żelazistych z proterozoiku pokazują, że mogło być jeszcze inaczej. Pod lupę wzięto stanowiska z wielu miejsc na całym świecie i okazało się, że chemizm oceanów proterozoicznych nie koniecznie różnił się od archaicznego. Wolne jony żelaza mogły dominować w głębszych strefach wód, gdy tymczasem płytsze wody ulegały stopniowemu natlenianiu. Wygląda na to, że prawie 90% czasu na Ziemi mieliśmy oceany bogate w żelazo i ubogie w tlen. Występowanie siarkowodoru i tlenu było wówczas ograniczone tylko do przypowierzchniowych warstw wzdłuż krawędzi lądów proterozoicznych (Planavsky et al., 2011). Autorzy zwracają uwagę na fakt, że nawet te, postulowane przez nich, ilości siarczków w wodach przybrzeżnych mogły poważnie ograniczać dostępność składników pokarmowych i tym samym rozwój życia w proterozoicznych morzach.

Fig. a) zmiany poziomu stężenia tlenu atmosferycznego w czasie w stosunku do dzisiejszego poziomu 100% (w mld lat - skala pozioma; zwróć uwagę na skokowy wzrost stężenia ok. 2.4 mld lat temu - GOE); b) model zakładający spowolnienie i zatrzymanie wytrącania się BIF-ów poprzez wyłapywanie żelaza przez siarkowodór i tlen; c) propozycja Planavasky'ego et al. (2011) współwystępowania siarkowodoru i wolnego żelaza prawie aż do końca proterozoiku. Źródło: Planavsky et al. (2011)

W poprzednich modelach zwracano także uwagę na to, że ani zmiany stężenia tlenu ani siarkowodoru mogły nie wstrzymać tworzenia się rud żelaza ok. 1.8 mld lat temu (wystąpił wtedy ostatni wielki epizod tworzenia się BIF-ów). Mogło być to efektem zmniejszenia się natężenia wulkanizmu podmorskiego i związanego z nim wypływu gorących, zmineralizowanych wód z dna oceanicznego (z tzw. wylotów hydrotermalnych), które mogą być poważnym źródłem żelaza. Tego typu złoże, to wspomniana na wstępie Kiruna, które utworzyło się ok. 1.6 mld lat temu w wyniku intensywnego wulkanizmu podmorskiego. Tymczasem Planavsky et al. (2011) sugerują, że wolne żelazo mogło utrzymać się w oceanie nawet poniżej poziomu wymaganego do tworzenia się rud żelaza, a warunki zbliżone do archaicznych trwały znacznie dłużej.

Źródła:
1. Planavsky, N., McGoldrick, P., Scott, C., Li, C., Reinhard, C., Kelly, A., Chu, X., Bekker, A., Love, G., & Lyons, T. (2011). Widespread iron-rich conditions in the mid-Proterozoic ocean Nature, 477 (7365), 448-451 DOI: 10.1038/nature10327
2. Fot. Andre Karwath GNU Free Licence

Posted in: archaik,BIF,ediacar,powstanie życia,proterozoik,sedymentologia