Pierwotna atmosfera Ziemi

Pierwotna atmosfera Ziemi

 

Ziemia uformowała się mniej więcej 4,6 mld lat temu. To ogromny, niewyobrażalny wręcz szmat czasu. Ziemia ma wystarczającą masę, by utrzymać przy sobie atmosferę. Skład tej atmosfery jest kluczowy dla powstania życia. Tlen, bez którego dziś nie wyobrażamy sobie życia, dla organizmów beztlenowych jest trucizną. Życie rodziło się w atmosferze która dziś zabiłaby je niemal całe, zaś jako truciznę wydzielało gaz, bez którego dziś niemal nic nie może żyć. Mieli rację Oparin i Miller, kiedy wykonywali swoje słynne eksperymenty, że w ich mieszance gazów nie było tlenu (choć Miller nie miał racji umieszczając tam znaczące ilości metanu, amoniaku i wodoru). Głównym składnikiem atmosfery był dwutlenek węgla, podobnie jak to jest w przypadku atmosfer Wenus i Marsa.

 

Założenie braku tlenu nie jest wyciągnięte z rękawa czy wymyślone dla wygody naukowców. Opiera się ono na silnych dowodach. Aktualna nauka twierdzi, że poziom tlenu w atmosferze nie przekraczał ok. 0.1%. Aktualnie jest to prawie 21%. Tak wysoki poziom tlenu atmosfera zawdzięcza ciągłemu procesowi fotosyntezy.

 

Tlen jest substancją bardzo reaktywną – chętnie łączy się w reakcjach chemicznych dając w efekcie tlenki. Pewne ilości związanego tlenu były wyrzucane w postaci pary wodnej przez wulkany. Ta para wodna, o ile się nie skropliła i nie spadła na ziemię w postaci deszczu, mogła zawędrować do górnych warstw atmosfery gdzie w procesie fotodysocjacji mogła zostać rozłożona na wolny tlen i wodór. Wodór miał spore szanse na ucieczkę z atmosfery ziemskiej w kosmos, zaś tlen, jako cięższy, pozostawał, często w postaci ozonu. Jego opadnięcie do powierzchni ziemi było dość problematyczne – głównym składnikiem atmosfery był wówczas dwutlenek węgla który jest od tlenu cięższy i przez to zalegał na powierzchni. Jeśli tylko jakaś cząsteczka tlenu docierała do powierzchni ziemi to i tak natychmiast łączyła się z dostępnymi minerałami.

 

Ziarna detrytyczne pirytu i uraninitu

Niektóre ze skał wczesnego protezoiku (protezoik to okres czasu od 2,5 do 0,5 mld lat) zawierają piryt i uraninit. Piryt jest to związek żelaza, uraninit to związek uranu. Związki te nie są jakoś specjalnie rzadkie, ale te, które pochodzą ze skał wczesnoprotezoicznych, czyli są datowane na 2,5 do 2 mld lat, występują w postaci ziaren detrytycznych. Wczesnoprotezoiczne ziarna detrytyczne pirytu i uraninitu zostały wypłukane ze skał macierzystych i rzekami przeniesione do ich ujść. Jak to ma się do tlenu atmosferycznego? Otóż ziarna takie są bardzo nietrwałe w obecności tlenu – utleniają się i rozpadają. Otwarte zbiorniki wodne, jakimi są rzeki i morza stale wymieniają tlen z atmosferą, a mimo to ziarna z wczesnego protezoiku nie uległy utlenieniu. Dlaczego? Odpowiedzi są dwie: albo w przeszłości istniał jakiś zupełnie inny, nieznany dziś mechanizm ochrony ziaren przed utlenieniem, albo w atmosferze nie było tlenu. Minerały te nie występują w osadach młodszych niż 2 mld lat, najwyraźniej od tego czasu ilość tlenu w atmosferze znacząco wzrosła.

 

Żelaziste formacje wstęgowe

Żelaziste formacje wstęgowe (z ang. BIF) to ruda żelaza charakteryzująca się naprzemiennym występowaniem prążków warstw bogatych albo w żelazo albo w krzemionkę. Większość BIF pochodzi z wczesnego protezoiku, od ok. 2,5 do 1,8 mld lat temu, chociaż są i mające ponad 3,5 mld lat.

 

Żeby zrozumieć znaczenie BIF dla badania wczesnej atmosfery Ziemi trzeba wiedzieć co nieco o chemicznych właściwościach żelaza. Czyste metaliczne żelazo nie występuje nigdy samodzielnie – jest to pierwiastek dość reaktywny, chętnie łączy się z innymi pierwiastkami tworząc pospolite minerały. Żelazo może występować w dwóch stopniach utlenienia: Fe²⁺ lub Fe³⁺. To, do jakiego stopnia żelazo się utleni zależy od ilości tlenu w atmosferze. W skałach metamorficznych, czyli pochodzących zwykle z przetopienia płaszcza, żelazo występuje na stopniu Fe²⁺. W trakcie zwykłego wietrzenia skał woda deszczowa dostarcza tyle tlenu, że żelazo to szybko przechodzi na stopień Fe³⁺ i jako zwykła rdza wytrąca się w postaci nierozpuszczalnego osadu. Współczesne wody zawierają bardzo mało rozpuszczonego żelaza, bo prawie całe zostało już utlenione.

 

Żelazo w osadach BIF występuje w formie utlenionego Fe³⁺. Dopóki była niska zawartość tlenu w atmosferze, to rozpuszczone żelazo w postaci Fe²⁺ mogło być transportowane na znaczne odległości. Kiedy ilość tlenu rosła – żelazo utleniało się do Fe³⁺ i w postaci nierozpuszczalnej rdzy osiadało na dnie morza. Gdyby w atmosferze znajdowały się znaczące ilości tlenu to ten rozpuszczałby się w wodzie utleniając całe żelazo spływające do oceanów. Również żelazo wypłukiwane ze skał podmorskich utleniałoby się w pobliżu miejsca wypłukania. Ale żelazo docierało bez przeszkód do oceanów i dopiero tam się wytrącało, często na obszarze setek kilometrów. Wniosek – atmosfera nie zawierała znaczących ilości tlenu. Żelazo utleniło się do Fe³⁺ dzięki obecności fotosyntetyzujących cyjanobakterii żyjących w przypowierzchniowych warstwach wody i natleniających je lokalnie. Utlenione żelazo odkładało się w BIF jako ciemna wstęga bogata w rudę. Kiedy zużył się cały dostępny lokalnie tlen żelazo przestawało się utleniać, co w BIF jest widoczne jako jasna wstęga bogata w krzemionkę. Dopiero ok. 1,8 mld lat temu ilość tlenu w atmosferze wzrosła do takiego stopnia, że swobodny transport żelaza nie był już możliwy. Żelazo było utleniane niemalże natychmiast zużywając tlen, a kiedy skończyły się zasoby żelaza ilość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć.

 

Red beds

Red beds to formacje skalne – dość często spotykane skały o czerwonym zabarwieniu. Czerwone zabarwienie skały te zawdzięczają obecności hematytu – drobnoziarnistego minerału będącego tlenkiem żelaza Fe₂O₃. Mimo że jest to bardzo powszechnie występujący rodzaj skał, to nie ma red beds starszych niż 2,2 mld lat. Red beds mogą powstawać tylko w obecności tlenu który odpowiednio utleni znajdujące się w nich żelazo. Wynika z tego, że przed 2,2 mld lat w atmosferze nie było wystarczającej ilości tlenu na taką reakcję. Być może istniały jakieś inne okoliczności nie pozwalające na formowanie się red beds, ale to znów jest założenie, że w przeszłości istniał jakiś proces którego dziś nie znamy. Z drugiej strony, znane są osady liczące ponad 2 mld lat utworzone w warunkach, które powinny pozwolić na wytworzenie się hematytu, a jednak tego hematytu tam nie ma. Czegoś zabrakło. Najprostsza odpowiedź – tlenu. Kiedy tlen w atmosferze występował, red beds tworzyły się powszechnie.

 

Era beztlenowa

Powyższe świadectwa układają się w następujący ciąg zdarzeń: wczesna atmosfera Ziemi od czasów powstania przez ponad 2 mld lat nie miała wolnego tlenu, a jeśli jakiś tlen się tam pojawił to szybko wchodził w reakcję z zalegającymi minerałami. Rzeki i oceany pełne były rozpuszczonego żelaza pochodzącego z wypłukanych naziemnych i podmorskich skał. Zwietrzone skały zawierały ziarna dendryczne pirytu i uraninitu transportowane rzekami do mórz, gdzie u ujść rzek tworzyły osady bogate w te minerały. Formowały się skały bogate w żelazo, ale z powodu braku tlenu nie barwiły się one na czerwono.

 

Najpóźniej 2,4 mld lat temu (a być może nawet 3,2 mld) przodkowie dzisiejszych sinic wynalazły fotosyntezę, czyli uzyskiwanie węglowodanów z dwutlenku węgla, wody i energii świetlnej, przy czym produktem ubocznym tego procesu był tlen. Od tego czasu do atmosfery dostarczany był tlen pochodzenia organicznego i warunki zaczęły się zmieniać. Tlen ten był od razu przy powierzchni Ziemi i wchodził w reakcje z innymi minerałami. Stąd, mimo rosnącej produkcji tlenu jego ilość w atmosferze nie rosła – tlen był zużywany na bieżąco. Głównie na utlenianie żelaza którego mnóstwo znajdowało się w oceanach, te resztki które wydostały się znad oceanów w obszary lądowe łączyły się z żelazem w formacjach skalnych zwanych dziś red beds, nadając im charakterystyczny czerwony wygląd. Dopóki wystarczało żelaza cały tlen wiązał się z żelazem i pozostawał pod postacią hematytu i innych tlenków. Szacuje się, że w rudach żelaza znajduje się 20 razy więcej tlenu niż jest aktualnie w atmosferze. Kiedy skończyło się żelazo w oceanach, mniej więcej 1,8 mld lat temu, ilość tlenu zaczęła gwałtownie rosnąć. Fotosynteza jest jedynym znanym mechanizmem zdolnym do wytworzenia i utrzymania takiej ilości tlenu.