Эволюция земной коры и верхней мантии

4.4.1. Изменение осадкообразования в связи с эволюцией жизни

Земля состоит из тонкой коры, мощной мантии и центрального ядра (из металлического железа с никелем). Под земной корой понимается верхний слой твердого тела Земли, расположенный выше сейсмической границы Мохоровичича. Кора имеет диссиметричное строение, мощность ее повышена в области континентов и понижена в районе океанов. Континентальная кора характеризуется средней мощностью 35 км. Р. Дейли на основании геологических и петрографических данных выделил верхний слой, богатый гранитными породами, и нижний, который служит источником базальтовой магмы. На дне океанов, за исключением краевых частей, гранитный слой отсутствует и земная кора состоит только из базальтового слоя (рис. 11). Мощность океанической коры составляет 5-7 км.

Радиоактивный разогрев мантии, тектонические разрывы земной коры, вулканизм нередко вели к излияниям базальтовых лав, переплавлению осадочных пород, образованию гранитов и гнейсов, выходу на поверхность ювенильных паров и масс воды, газов, растворов. Образование гор, вулканизм, остывание лав, движение водных и воздушных масс, физико-химическое выветривание и растворение минералов магматических пород под воздействием углекислоты были первыми процессами образования осадочных пород. Продолжительность стерильного периода в истории Земли оценивается временем, равным 1-2 млрд лет. Это был период первоначального абиотического образования механических и химических осадочных пород, толщ вулканических песков, известняков, кварцитов, кремниевых отложений сланцев. Мысль об эволюции биогенного осадкообразования была высказана в 1893г. И. Вальтером. Но его идея практически не использовалась геологами.

В 1908 г. в труде В. И. Вернадского «Опыт описательной минералогии» содержались краткие указания на минералы, образовавшиеся благодаря жизнедеятельности организмов. Понятие о биосфере Вернадский сформулировал как «особую охваченную жизнью оболочку Земли», он писал, что в биосфере « мы не можем различать два типа вещества - косное и живое», а должны рассматривать их как единое взаимосвязанное целое. На этой основе он показал огромную геологическую роль живого вещества: «На земной поверхности нет химической силы, более постоянно действующей, а потому и более могущественной по своим конечным целям, чем живые организмы, взятые в целом»; «все бытие земной коры, по крайней мере 90% по весу массы ее вещества, в своих существенных с геохимической точки зрения чертах обусловлено жизнью».

Советскими биологами в 20-30-е гг. даже после работ Вернадского идея о роли жизни в геохимических и геологических процессах оценивалась скорее скептически. Было время увлечения физико-химическими концепциями литогенеза. Однако за период 20-60-х гг. приводились все новые и новые доказательства роли организмов и продуктов их жизнедеятельности в процессах осадконакопления, породообразования и их эволюции.

Важнейшим событием в разработке проблемы воздействия эволюции органического мира на геологические процессы стала V сессия Всесоюзного палеонтологического общества, состоявшаяся в 1959 г. На ней в многочисленных докладах была рассмотрена роль живого вещества в формировании земной коры в целом, в образовании карбонатных пород, каустобиолитов, железных и марганцевых руд, фосфоритов, бокситов, аллитов, в подготовке исходного вещества для образования глинистых пород.

Н. М. Страхов, обобщая факты советской и зарубежной науки, создал первую общую теорию литогенеза и эволюции литогенных процессов. Он показал, что наиболее достоверные следы эволюции осадкообразования связаны с эволюцией организмов и ее влиянием на литогенез (Страхов, 1963). В архее осадкообразование было одностадийным доломито-джеспелитовым с закисными формами первичного отложения поливалентных элементов. Доломиты осаждались чисто химическим путем. Кремний, железо, марганец накапливались на дне отдаленных от берега территорий морей и океанов; скорее всего это были джеспелиты, тонкослоистые илы, в которых слои кремнезема чередовались со слоями железистых минералов - сидеритом, лептохлоритом.

Начиная с середины протерозоя хемогенный литогенез постепенно сменился биогенным. Факторами этой замены были все усиливающаяся фотосинтезирующая деятельность растений, рост общей биомассы в связи с освоением жизнью прибрежных участков морей, выходом ее на сушу и включением все большего числа химических элементов и соединений в процессы метаболизма. Вначале влияние жизни было косвенным - из-за повышения окислительно-восстановительного потенциала и приближения рН к нейтральным значениям, что привело к снижению подвижности Fe, Mn, Al, Cu, Ni, Co, которые стали перемещаться лишь в составе комплексных органических соединений или взвесей. Их осаждение стало происходить преимущественно в прибрежных районах в форме окиси. К концу протерозоя резко сокращается хемогенное образование доломитов, которое в дальнейшем стало преимущественно биогенным за счет вноса некоторыми организмами в осадок карбоната магния. Все более вытесняется и хемогенное образование СаСО₃. В отличие от одностадийного закисно-доломито-джеспилитового литогенеза в архее в протерозое осадкообразование приняло стадию двустадийного окисно-закисного-доломито-джеспилитового. В прибрежной зоне соединения железа, марганца и других элементов накапливались на дне в окисленной форме. Но в более глубоких горизонтах осадка в присутствии разлагающегося органического вещества опять переходили в закисные соединения, формируя карбонаты, сульфаты, силикаты. Органическое вещество, хоть и в небольших количествах, становится обязательным компонентом осадочных пород (от долей процента до одного процента).

Позднее жизнь стала оказывать прямое влияние на процессы литогенеза, а эволюция состава породообразующих остатков организмов стала отражаться на изменении химических свойств осадков, минеральных и петрографических особенностях пород. Появляются новые типы минералов (глаукониты, фосфориты, органогенные известняки, биогенные кремнистые породы и др.). Хемогенное осаждение карбонатов, силикатов вытесняется биогенным. Диапазон осадкообразования все расширялся, и в осадки биогенным путем вовлекались все более растворимые соединения. Этап развития литогенеза - начиная с кембрия и доныне - назван двустадийным закисно-окисным углисто-карбонатно-галогенным осадкообразованием, протекавшим под непосредственным, прямым воздействием живого вещества.

Работы Н. М. Страхова - наиболее всесторонняя и хорошо обоснованная попытка создать общую концепцию литогенеза и геохимических процессов в осадочной оболочке Земли под влиянием исторических преобразований живого. Концепция эволюции литогенеза получила дальнейшее развитие в трудах А. В. Лапо, Н. Н. Верзилина, А. Л. Яншина, А. В. Сидоренко и др.

А. В. Сидоренко (1984) развивает идеи В. И. Вернадского о глубокой древности осадочных пород. Им показано, что нынче осадочные породы установлены начиная с 3,8 млрд лет. На всех щитах открыты и изучены осадочные породы, в той или иной степени метаморфизированные. В докембрии открыты те же осадочные породы, что и в фанерозое. Пород, которые отвечали бы другим условиям седиментации, другим типам атмосферы и гидросферы, не обнаружено. Доказано, что основой докембрийских щитов являются метаосадочные породы, а былую гранитную оболочку Земли следует трактовать как древнейшую осадочно-метаморфическую оболочку континентальной земной коры, в которой магматические породы имеют подчиненное положение.

Когда-то Вернадский сказал, что «граниты - это былые биосферы», но это было только научным предвидением. Специально поставленные исследования распространения элементарного углерода, графита, графитоида, шунгита и т.п. в первично-осадочных метаморфизированных породах показали, прежде всего, их биогенный характер. Приведем данные по среднему содержанию органического углерода в земной коре, % (цит. по Войткевич Г.В. и др., 1983):

Ф. Кларк, Г. Вашинктон (1927) 0,087

А. Е. Ферсман (1933-1939) 0,35

А. П. Виноградов (1962) 0,023

С. П. Тейлор (1964) 0,002

А. Б. Ронов, А. А. Ярошевский (1976) 0,07

Ряд геологических эпох на нашей планете особенно богат остатками былого живого вещества: 2800-2600 млн лет назад, 2100-1700, 1000-900, 750-700, 650-550, 440-410, 350-290, 190-170, 50-25 млн лет назад. Образования этих эпох известны геологам как черносланцевые и угленосные формации.

По данным Н. Б. Вассоевича (1973), общее содержание органического углерода оценивается в 7,2 ∙ 10¹⁵ т (табл. 8). Средний коэффициент фоссилизации органического вещества (отношение количества захороненного органического вещества к ежегодно продуцируемому) составляет 0,8 %. Принимая указанную величину коэффициента фоссилизации, получили начальную массу органического углерода - 9 ∙ 10¹⁷ т. Общая масса осадочных пород в континентальном секторе стратисферы оценивается величиной 14 ∙ 10 ¹⁷ т. Если учесть, что в приведенных расчетах учитывается только содержание органического углерода, хотя и преобладающего, но отнюдь не единственного из химических элементов органического вещества, а также то, что коэффициент фоссилизации не включает возможную величину потерь органического вещества в катагенезе, можно придти к выводу: количество органического вещества вполне соизмеримо и, возможно, равно массе осадочных пород планеты.

Широкое распространение биогенного углерода в докембрии зарегистрировано в породах всех возрастов и всех щитов мира. Количество биогенного углерода в породах докембрия аналогично фанерозойным. Среднее содержание элементарного углерода колеблется от 0,1 до 5-7%. Много рассеянного углерода, но встречаются горизонты с содержанием углерода до 20-30% и мощностью в десятки метров.

Таблица 8

Содержание органического углерода в осадочных

породах континентов (Вассоевич, 1973)

Следовательно, живое и органическое вещество существовало по меньшей мере более 3,5 млрд лет назад, это вплотную приближается к возрасту древнейших осадочных пород (возраст в 3,8 млрд лет). Причем в докембрии, учитывая его объем и продолжительность, было накоплено осадочного элементарного биогенного углерода во много раз больше, чем органического углерода в толщах фанерозоя.

Ранее считалось, что в древнем архее в углекислой атмосфере не могло быть карбонатов. Теперь карбонаты для докембрия такие же обычные породы, как и для фанерозоя. Углерод карбонатных пород докембрия подтверждает их биогенную природу: имеется устойчивое значение изотопного состава углерода карбонатного и органического (¹²С /¹³C = 92-94). Устойчивое равновесие двух форм углерода земной коры могло возникнуть лишь при непосредственном участии живых организмов. Подтверждением раннего развития биосферы ряд авторов считают изотопные отношения ¹²С и ¹³C в углеводородах больших глубин земной коры в сравнении с мантией. Процесс обогащения биогенных продуктов (осадков, углей, почв, гумуса) более легкими изотопами углерода прослеживается через всю историю послекембрийских осадочных пород и особенно в современных биогенных осадках и почвах.

Стационарная величина разницы С_орг - С_карб = 27% является важнейшей планетарной биогеохимической константой. Это отношение между углеродом органических соединений и углеродом карбонатов в осадочных породах свидетельствует, во-первых, о существовании 3,5 млрд лет назад взаимодействующей системы подвижных геосфер земной коры (атмосферы-гидросферы-стратисферы-биосферы). Во-вторых, оно указывает на то, что в изотопном и геохимическом отношениях эта система находилась в состоянии, близком к современному. В-третьих, эта константа служит своеобразной мерой глобального действия механизма, обеспечивающего устойчивость геохимического цикла углерода в земной коре.

Стационарное равновесие углерода земной коры указывает на то, что образование подвижных оболочек Земли должно было произойти до раннего докембрия, т.е. до рубежа в 3,5 млрд лет назад, так как только в этом случае биосфера и осадочные процессы могли получить необходимое время для своей эволюции.

Аналогичное доказательство дает и геохимия изотопов серы. Изотопный состав осадочных сульфатов (³²S/³⁴S > 22) раннедокембрийских образований свидетельствует о том, что устойчивая кислородная атмосфера существует на Земле несколько миллиардов лет. Основой фактов в изменении изотопного состава серосодержащих пород является восстановление сульфатов бактериями, которое приводит к увеличению содержания ³²S в сульфидах и увеличению содержания ³⁴S в остаточных сульфатах.

А. В. Сидоренко (1984) считает, что существенным вкладом в учение о биосфере является бесспорное геологическое доказательство древности жизни и ее одновременности с возрастом экзогенных пород на всем протяжении геологической истории земной коры. Исключительные масштабы, глубина и динамика воздействия живого и органического вещества на минеральную составляющую или косную материю, как писал Вернадский, позволяют предположить «биогеологический механизм» трансформации, переработки вещества наружной части Земли. Развитие и эволюция биосфер - это развитие и эволюция земной коры.

А. В. Сидоренко дает следующее определение биосферы: биосфера - это глобальное биогеологическое явление, действующее на протяжении геологической истории Земли как многокомпонентная система минеральной, жидкой и газообразной частей планеты, пронизанная живым веществом и продуктами его жизнедеятельности, отмирания и преобразования, находящихся во взаимосвязи и взаимообусловленности своего существования и эволюционного развития. Современная биосфера - это завершающая часть эволюции былых биосфер.

Лекция 10

4.4.2. Следы былых биосфер в осадочных породах

Как правило, жизнь забирает свое необиогенное вещество. Консервация - это явление временное, ему благоприятствует захоронение, переход в компоненты литосферы. Другими словами, органическое вещество должно быть удалено из биосферы, тогда может сохраниться в течение миллионов лет. Наиболее общий случай захоронения - погружение бассейна аккумуляции (захоронение стволов деревьев, в океане - интенсивное осадконакопление). На суше слабо выражено осадконакопление, в океане - интенсивнее. Количество биогенного вещества, переходящего в ископаемое состояние, ничтожно по отношению к продукции живого – десятые и сотые доли процента. По Вернадскому, осадочная оболочка Земли, в самом упрошенном виде, - это стратиграфически наложенные друг на друга следы былых биосфер планеты.

Согласно современной классификации осадочные породы разделяются следующим образом:

обломочные – глинистые – аллитные – железистые – марганцевые - фосфатные – карбонатные – кремнистые – соли - каустобиолиты.

Наибольшими концентрациями палеобиогенного вещества характеризуются карбонатные и кремнистые породы, а также каустобиолиты.

Рассмотрим участие живого вещества в образовании различных осадочных пород (Лапо, 1979, 1987).

Содержание карбонатных пород в осадочной оболочке оценивается от 10 до 18%. О роли жизни в их формировании Вернадский говорил как о «кальциевой функции» биосферы. Еще недавно ученые спорили о соотношении биогенного и хемогенного осаждения карбонатов в морских экосистемах. Однако детальное изучение осадков показало, что карбонаты сложены остатками водорослей, бактерий и обломков раковин. Карбонатные осадки делят на планктогенные и бентогенные. Плантогенные осадки включают фораминиферовые, кокколитовые и птероподовые, почти половину их слагает фораминиферовые. Вымершие фораминиферы - нуммулиты создали известняки, из которых построены пирамиды. Появились фораминиферы в кембрии, начиная с карбона, приобрели важную роль в известковом осадкообразовании. Современные кокколитовые илы уступают фораминиферовым. Сложены остатками кокколитофорид - золотистых водорослей, панцири которых состоят из карбонатно-кальциевых щитков, отмирая, они превращаются в порошок. Птероподовые илы формируются из раковин мелких брюхоногих моллюсков - птеропод. Современные карбонатные илы покрывают около 128 млн км² дна океана, или 36 % его площади. Средняя мощность - около 400 м, скорость накопления - около 1 см в 1000 лет. Считают, что и раньше скорость накопления не была ниже, только одни кокколитофориды могли в течение мелового периода отложить толщу в 7 км.

Бентальные карбонатные осадки образуют моллюски на шельфе и верхушках подводных гор (раковинные поля на восточной и северной окраинах Каспийского моря, северо-западе Черного моря, на Багамской отмели и др.). Кроме того, это кораллово-водорослевые рифовые осадки. Общая площадь рифов мира - 600 тыс. км². Рифы состоят из карбонатов кальция. Ископаемые рифы имели широкое распространение, в кайнозое и мезозое составляли главную массу известняков. Также в карбонатном бентальном осадконакоплении участвуют фораминиферы, мшанковые, иглокожие, остракоды и др. (табл. 9).

Таблица 9

Площади, занятые различными типами осадков, млн км ²

(Виноградов, 1989)

Современное карбонатообразование идет и в озерах под действием процессов выпаривания и геохимической деятельности бактерий, которые создают условия для осаждения карбонатов.

Доломиты похожи на известняки, их много в докембрийских и палеозойских отложениях. В доломите содержится много MgCO₃. Доломитообразование связано с накоплением органического вещества (в хлорофилле - около 2% магния) вне живого организма в засоленных мелководных бассейнах.

Итак, биогенные карбонатные породы образуются в результате деятельности планктонной и донной пленки жизни в экосистемах Мирового океана и внутриконтинентальных водоемов. Интенсивность карбонатонакопления в геологическом прошлом определялась палеогеографической обстановкой (площади распространения внутриконтинентальных морей) и содержанием в атмосфере углекислого газа, выделяющегося при вулканических процессах. В формировании карбонатных пород проявляется концентрационная функция живого вещества, через построение скелета. Доломитообразование есть также результат средообразующей функции живого.

Кремнистыми называют породы, состоящие в основном из минералов кремнезема: опала, халцедона, кварца (не входят песчаники и алевролиты). Отложение кремнистых осадков осуществляется в морских экосистемах, в меньшей степени - в экосистемах континентальных водоемов (рис. 12). Осаждение происходит в условиях резкого дефицита кремнезема в морской воде - 0,0004 %. Отлагается кремнезем диатомовыми водорослями, которые содержат 90 % кремнезема, взвешенного в океане, а также радиоляриями, губками и силикофлагеллатами (кремниевые жгутиковые водоросли); в пресноводных водоемах - исключительно диатомеями. Хемогенного осаждения нет. В экваториальном поясе сильно выражено карбонатообразование, кремнистые осадки встречаются исключительно ниже уровня карбонатной компенсации.

В океане локализация кремненакопления связана с областями развития диатомей. Диатомиты - это светлые тонкопористые породы, сложенные микроскопическими панцирями водорослей. Они пористые, легкие, мягкие. Скорость размножения диатомей очень высока, удвоение числа клеток происходит каждые 4 часа. Слой биогенного кремнезема, накапливающийся за счет диатомей, может достигать от 7,5 до 30 см за тысячу лет. Морские диатомиты известны с позднего мела и залегают в виде пластов мощностью в десятки и сотни метров(1600 м в Калифорнии). Озерные диатомиты - более молодые (появились в эоцене), распространены на Кавказе, Дальнем Востоке, Карпатах, севере Западной Европы. Озерное кремненакопление локализовано в умеренных и высоких широтах, иногда в зоне вулканической деятельности (источник дополнительного минерального питания). Другая предпосылка - развитие кислых кристаллических пород, интенсивно выветривающихся.

Радиоляриты - сложены остатками зоопланктона. Радиолярии известны с кембрия. Породы менее распространены, но мощность достигает 38 м (отложения палеогена о. Барбарос).

Спонголиты состоят из скелета губок. В Баринцевом море «вата» из губок образует слои 30-60 см. Существуют и другие кремниевые породы.Кремнистые осадки образуются в результате концентрационной функции живого вещества. И в современную эпоху и в геологическом прошлом (начиная с кембрия) накопление шло в морских экосистемах, первоначально за счет донной жизни, затем за счет планктонных диатомей (с конца мезозоя). Озерное кремненакопление началось в эоцене за счет пресноводных диатомей и губок. По отложенным кремнистым породам прослеживают древние сгущения жизни.

Каустобиолиты- торфы, сапропели, угли, горючие сланцы и нефть - современные осадки и горные породы, сложенные биогенным органическим веществом. В современной биосфере органика накапливается в болотах, озерах, океанах. Переход торфов в палеобиогенное вещество более выражено в приморских и прибрежно-озерных торфяниках в зонах прогиба земной коры. Накопление органического вещества также идет в континентальных водоемах, в основном в виде сапропеля - скопления остатков фито- и зоопланктона, экскрементов животных. И, наконец, в мелководных морских лагунах. Таким же образом накапливалось биогенное вещество в геологическом прошлом Земли. Ископаемые угли известны с девона, сложены из углефицированных растительных тканей, сейчас по ним устанавливают систематическую группу растений. Состав углей менялся: в карбоновых углях много спор, в позднекарбоновых появились стволы деревьев, в мезозое угли из спрессованных листьев или иголок, для палеогена и неогена характерны лигниты - остатки хвойной древесины. В углях мало вещества гетеротрофов - в основном грибы, есть остатки бактерий, позвоночных, членистоногих.

Горючие сланцы образовались из сапропеля озерных и морских экосистем, биогенный материал в нем сильно переработан донными организмами, дифференцировать его затруднительно.

Нефть и природный газ также состоят из органического вещества. В. И. Вернадский, опираясь на очень небольшое количество фактов, писал о газовом дыхании Земли. Даже при глубочайшей стадии метаморфизации в породах содержится остаточное количество метана, бутана, пропана, этилена. При сейсмогеологической активизации эти толщи осадочных пород могут отдавать поглощенные газы в виде струй и растворенной форме. Углеводородное дыхание вносит свою лепту в формирование нефтяных и газовых скоплений, которые на платформах могут накапливаться. Углеводородная газовая составляющая существует столько же, сколько существуют живое вещество и осадочные породы, из нее формируются месторождения нефти и газа. По распространенным современным представлениям, нефть образуется из битуминозных компонентов рассеянного органического вещества, которые вследствие своей подвижности легко мигрируют и при наличии соответствующей геологической обстановки образуют скопления.

Суммарные запасы каустобиолитов - n×10¹³ т., что составляет 0,36 % всего органического вещества, содержащегося в осадочных оболочках. Биогенная органика сравнима с кремнеземом, а возможно, и с карбонатами, но находится в основном в дисперсной форме. При формировании каустобиолитов проявляется концентрационная функция живого, но главным образом - энергетическая. Человеком используется при сжигании заключенная в них солнечная энергия.

Не во всех осадочных породах много биогенного вещества, бедны им фосфориты, железистые и марганцевые породы.

Мощность пластовых фосфоритов достигает 15-17 м. В фосфоритах редко сохраняются остатки организмов. Вместе с тем имеются убедительные доказательства того, что в круговороте фосфора живое вещество играет важную роль (рис. 13). Фосфор концентрируют многие организмы: в скелетах позвоночных до 60% фосфата кальция, в раковинах брахиопод - до 100%, панцири раков - 50%, много в скелетах рыб. Концентрируется окись фосфора и в экскрементах животных. Доказательством значительного участия живого в образовании фосфоритов является высокий процент органики (до 36%). В фосфоритах часто встречаются капролиты животных. Никаких признаков хемогенного образования фосфоритов не установлено. В настоящее время обосновано, что основная масса фосфоритов формируется в морских экосистемах, в сгущениях жизни, ведущая роль в их накоплении принадлежит планктону. В образовании фосфоритов проявляется концентрационная функция живого вещества. Транспортная функция живого - перемещение из моря на континент - проявляется при накоплении гуано. Огромные скопления (мощностью до 35 м) экскрементов морских птиц образованы на островах и морских побережьях, летучих мышей - в пещерах. На островах Чинча, расположенных у берегов Латинской Америки, ежегодно накапливается слой гуано мощностью 8 см.

Железистые осадочные породы залегают в виде пластов, линз или гнезд. Пласты растянуты на десятки километров, мощность их - десятки метров. По составу они могут быть окисные, силикатные (хлориты), смешанные. В докембрийской части распространены железистые кварциты, в которых чередуются слои, обогащенные железом и кремнеземом. Возраст этих осадков около 2 млрд лет, образование происходило в морях и озерно-болотистых местах. Основная масса водной окиси железа поступала в бассейны, там преобразовывалось в ферригид рит. Характер превращений зависел от органического вещества. При наличии органики происходит переход окисных соединений в минералы закисного железа (хлориты, сидериты).

Наиболее богатые марганцевыеосадочные породы содержат 80% и более окиси марганца, но чаще - около 10% окиси марганца. Размеры месторождений в длину составляют несколько километров, в глубину - сотни метров. Выделяют окисные и карбонатные марганцевые породы. Окисные породы накопились в водной среде - в озерно-болотных или морских условиях. Марганец поступает в бассейны в виде коллоидов гидроокиси марганца, реже - в ионной форме. Выпадение идет путем коагуляции коллоидов в окислительной среде. Карбонатные марганцевые породы образуются в результате восстановления марганца (двухвалентная форма) при наличии органического вещества в осадочных отложениях.

Современные озера Северо-Запада нашей страны содержат железо-марганцевые конкреции с количеством окислов железа и марганца до 80 %. Обнаружены железобактерии, производящие рудообразование. Некоторые из них являются гетеротрофами, окисляющими комплексные органические соединения железа. В результате железо в форме гидрата окиси откладывается на поверхности клеток. Существуют также специфические бактерии, хемолитоавтотрофы, способные использовать в качестве источников энергии окисление восстановленных (закисных) соединений железа. Именно они названы железобактериями. Наиболее распространены среди них нитчатые формы Leptothrix ochracee. Клетки этих бактерий окружены минеральной капсулой, состоящей из гидрата окиси железа. Хорошо изучены также относящиеся к группе тионовых бактерий Thiobacillus ferrooxidans, способные окислять соединения двухвалентного железа. Малый энергетический эффект реакции окисления железа требует для поддержания процессов жизнедеятельности переработки массы железа, в сотни раз превышающей прирост органического вещества, поэтому деятельность железобактерий имеет весьма значительный минералогический эффект.

Некоторые бактерии способны использовать в качестве источника энергии закисные формы не только железа, но и марганца. В окислении марганца ведущая роль принадлежит Mettallogenium. Этот организм непосредственно участвует в формировании марганцевых конкреций.

Одни виды бактерий концентрируют исключительно окись марганца, другие - окись железа, третьи - оба компонента. Вспышки численности разных групп бактерий формируют зональность донных осадков.

Железомарганцевые конкреции образуются в два этапа: сначала окисные соединения элементов восстанавливаются в донных осадках сульфатвосстанавливающими и другими бактериями, и восстановленные формы поступают из ила в воду. Затем железобактерии окисляют закисные растворенные соединения с образованием ферригидрита, вернадита и иных минералов. Бактериальное окисление идет при очень низких концентрациях, и хемогенное осаждение не возможно. Часть железа и марганца осаждается при минерализации металлоорганических соединений (гуматы и фульваты).

Микробиолог Т. В. Аристовская в микроскопической структуре гетита и лимонита обнаружила черты сходства между остатками микроорганизмов и фрагментами колоний современных бактерий. Л. Е. Штеренберг в марганцевых рудах палеогена описал биогенные структуры, сходные с родом железобактерий. Таким образом, доказано биогенное происхождение не только современных озерных руд, но и древних железистых и марганцевых пород.

Еще одна группа микроорганизмов участвует в накоплении больших масс металлов. Это - сульфатвосстанавливающие бактерии, интенсивно развивающиеся в анаэробных условиях донных осадков морей, рек, озер, в почвах и болотах. В процессе развития они выделяют сероводород, который вступает во взаимодействие с ионами металлов, образуя сульфиды - важнейшую группу минералов. Сероводород является сильнейшим восстановителем и вследствие этого деятельность сульфатредуцирующих бактерий регулирует характер геохимических процессов в окружающей среде, в частности оказывает осаждающее влияние на уран, ванадий, селен и другие элементы вследствие их перехода в более восстановленные малорастворимые соединения. Установлено три вида бактерий, восстанавливающих сульфаты: Desulphovibrio desulphuricans, D. orientis, Clodtridium nigrificans.

Редукция сульфатов, осуществляемая бактериями, представляет собой окислительно-восстановительный процесс, при котором органическое вещество окисляется путем отнятия водорода, акцептируемого молекулой сульфата. Бактериальная сульфатредукция может осуществляться по гетеротрофной схеме

SO^2-₄ + 2C_орг=S ^2- + CO₂, ∆F=833,1732 кДж

или путем автотрофной водородной редукции

SO^2-₄ + 4Н₂ = S^2- +4Н₂О, ∆F =2512,08 кДж.

Восстанавливая сульфаты, бактерии образуют сероводород. Сероводород, взаимодействуя с соединениями железа, превращается в сульфиды железа. В колониях находили живые клетки, черные от заполнявшего их сернистого железа. Выделение сернистого железа происходит и вокруг клеток, в результате чего колонии бактерий и значительная зона вокруг них представляют собой сгустки сульфидной массы. Представления о возможности восстановления сульфатов чисто химическим путем не состоятельны, поскольку процесс редукции сульфатов прекращается после внесения в среду антисептиков.

В образовании железистых и марганцевых пород наиболее ярко проявляется средообразующая функция живого вещества. При взаимодействии сероводорода с низкотемпературными водными растворами, несущими рудные элементы, осаждаются медь, цинк, свинец. В данном случае также реализуется средообразующая деятельность живого вещества. Освобождаются эти элементы из первичных горных пород под воздействием тионовых бактерий, перевод их в раствор - это деструктивная функция живого.

Аллиты, или глиноземные породы, - это горные породы, богатые свободным оксидом алюминия. К ним относятся бокситы с содержанием оксида алюминия 40-60%. По господствующей точке зрения, бокситы - это ископаемая кора выветривания пород алюмосиликатного состава. Однако установлено, что диатомовые водоросли могут расщеплять алюмосиликаты и используют кремнезем для постройки своих скелетов. Глинозем остается в водной среде в виде коллоидного раствора, в определенных условиях может накапливаться. Установлен факт разложения изверженных пород с превращением в глинозем. Академик Л. С. Берг высказал мысль, которая нашла позднее подтверждение, о том, что бокситы могли сформироваться путем минерализации и переотложения остатков высших растений, содержащих много глинозема (в золе плаунов - до 30 % алюминия). Железобактерии разлагают алюмоорганические комплексы с осаждением гидроокиси алюминия. Следовательно, в образовании бокситов определяющей является деструктивная роль живого вещества. Не исключено, что имеет значение и концентрационная функция живого.

К чисто хемогенным образованьям относят соли - осадочные породы, состоящие из легкорастворимых минералов. Соли освобождаются при биологическом выветривании магматических и метаморфических пород. Выпаривание и кристаллизация солей из растворов идут абиогенно. В аридных районах растения содержат много солей - до 40-50 % веса, натрия на золу - до 65 %, хлора - до 48 %, сульфатов - до 36 %. Отмирая, растительные остатки засоляют почву, при их разложении первыми выщелачиваются сульфаты и хлориды натрия, магния, так как растения не концентрируют их избирательно. Соли мигрируют с водами и концентрируются в бессточных котловинах или в Мировом океане. Там они абиогенно выпадают из пересыщенных растворов в соленых озерах или в отшнурованных от моря лагунах. Так же образуется и сода, только натрий в процессе миграции связывается с углекислотой. На месторождениях солей часто встречаются рифогенные образования, которые отшнуровывают солеродные бассейны от океана. Таким образом, в образовании солей проявляется средообразующая функция живого.

Залежи селитры накапливаются в высокогорных засушливых районах благодаря деятельности прокариот - цианобактерий и нитрифицирующих бактерий (последние образуют 96 г азотной кислоты на каждый грамм построенных при этом органических веществ). Нитраты не в меньшем количестве образуются и в других условиях, только на высокогорье нет потребителей азота: высших растений, лишайников и денитрофицирующих бактерий.

Из осадочных пород остались лишь обломочные и глинистые, образующиеся в результате выветривания и переотложения первичных вулканических, а также осадочных пород. В процессах физического и химического выветривания горных пород самое активное участие принимают живые организмы. По мнению Б. Б. Полынова, глинистые породы могли образоваться и за счет полной минерализации отмершей растительной органики. В глинах содержится 0,8 % органического вещества, в обломочных - 0,2-0,5 %. В целом, в глинах содержится более 3/4 всей палеобиогенной органики осадочной оболочки