Читать книгу Życie i ewolucja biosfery - January Weiner - Страница 43

Według współczesnych poglądów Ziemia powstała ok. 4,56 miliarda lat temu, w wyniku grawitacyjnego skupienia się materii. Roztopiona kula stopniowo stygła, uwolnione gazy utworzyły atmosferę, ze skroplonej pary wodnej powstały oceany. Co najmniej przed 4,5–4,4 miliardami lat Ziemia miała stałą skorupę, a nawet płynną hydrosferę. Przez pół miliarda lat na Ziemi panował względny spokój — można się domyślać, że właśnie w tym okresie, z którego nie pozostały żadne ślady, trwał proces powstawania i wczesnej ewolucji życia, a w każdym razie — gromadzenia się prebiotycznych związków organicznych. Około 3,9 miliarda lat temu nastąpiło „późne ciężkie bombardowanie” meteoroidami, ale mimo tych katastrof na powierzchni Ziemi mogły przetrwać spore obszary (objętości) środowisk dostępnych dla organizmów. Nie wiadomo, jaki był klimat, a szczególnie temperatura na powierzchni Ziemi w owym czasie. Młode Słońce miało tylko 71% tej mocy co obecnie, ale mimo to woda pozostawała ciekła dzięki efektowi cieplarnianemu, spowodowanemu obecnością dwutlenku węgla i metanu: w najwcześniejszym okresie miałyby to być niewielkie ilości uwalniane przy zderzeniach z meteroidami i w procesach geochemicznych, w archaiku i wczesnym proterozoiku — znacznie większe ilości dzięki metanogenezie biologicznej (do czego wrócimy). Dopiero znacznie później, 2,4 miliarda lat temu, po rozpowszechnieniu się fotosyntezy tlenorodnej, nastąpiło nasycenie atmosfery tlenem. Skutkiem tego było wyeliminowanie metanu, a w rezultacie ochłodzenie, co doprowadziło do potężnych proterozoicznych zlodowaceń.

Skład chemiczny atmosfery w hadeiku i archaiku wciąż jest przedmiotem dociekań. Najprawdopodobniej wczesna atmosfera Ziemi składała się z dwutlenku węgla, azotu i pary wodnej z domieszką metanu (podobnie jak współczesna atmosfera Marsa i Wenus) oraz śladowymi ilościami tlenku węgla i wodoru, tlenków azotu, siarki i fosforu. Intensywny wulkanizm dostarczał do atmosfery i oceanu wielu związków, w tym fosforu. Również na temat chemizmu wczesnego oceanu trwają debaty. Jedna z hipotez mówi, że na początku był ocean „sodowy”, o zasadowym odczynie, a dopiero u schyłku proterozoiku, wskutek stopniowego wzrostu stężenia jonów wapnia i siarczanu, przekształcił się w słony ocean podobny do dzisiejszego (Kaźmierczak i Kempe, 2004). Większość autorów skłania się jednak ku hipotezie, że wczesny ocean miał odczyn kwaśny w związku z obfitością dwutlenku węgla w atmosferze i zawierał znaczną pulę związków pierwiastków, które dziś zaliczamy do mikroelementów niezbędnych do życia.

Dokumentacja śladów życia we wczesnych epokach geologicznych składa się z kilku rodzajów danych: szczątków samych organizmów lub ich odcisków oraz pośrednich śladów ich działalności, w formie danych biogeochemicznych i sygnałów izotopowych (występowania pierwiastków chemicznych o składzie izotopowym charakterystycznie zmienionym przez organizmy). Odtworzoną historię biosfery skrótowo przedstawia tabela 3.1. Ślady biogeochemiczne pojawiają się w późnym archaiku i dolnym proterozoiku. Obfite dane paleontologiczne występują dopiero w fanerozoiku, od czasu pojawienia się zwierząt z rozmaitymi trwałymi szkieletami przed około 550 mln lat. Starsze epoki („prekambr”) charakteryzuje znaczne ubóstwo skamieniałości, ponieważ żyjące wówczas organizmy nie wytwarzały żadnych trwałych struktur. Dokumentacja paleobiologiczna prekambru w znacznej mierze opiera się na danych biogeochemicznych i izotopowych. W ciągu ostatnich 30 lat dokonano szeregu ważnych odkryć, znacznie przesuwających granicę udokumentowanego występowania życia na Ziemi. W 1993 roku William Schopf opisał jedenaście taksonów nitkowatych mikroorganizmów, zbliżonych do współczesnych sinic, znalezionych w jednym z najstarszych fragmentów skorupy ziemskiej Pilbara w Australii, datowanych na 3465 ±5 mln lat. Podobny wiek (3416 mln lat) mają dobrze udokumentowane znaleziska fosylnych mikroorganizmów ze stanowiska Barberton Greenstone Belt z Południowej Afryki. Pojawiające się doniesienia o jeszcze starszych fosyliach, np. ze stanowisk na Grenlandii, okazały się artefaktami. Nie budzą wątpliwości dokumenty paleontologiczne o występowaniu mikroorganizmów zaliczonych do sinic w archaicznych skałach sprzed 2,7–2,5 mld lat (również z kratonu Pilbara). Fosyliom towarzyszą biomarkery, sugerujące istnienie już wówczas fotosyntezy tlenorodnej. Sporne są doniesienia na temat pierwszych organizmów eukariotycznych — najczęściej tak interpretowane są fosylia sprzed 1,8–1,6 mld lat, ale są też znaleziska wcześniejsze (2,8–2,7 mld lat) ze słodkowodnych osadów z Południowej Afryki interpretowane jako fosylia eukariontów (Kaźmierczak i in., 2016).

Tabela 3.1. Historia biosfery

Czas (mln lat)	Eon	Era	Okres	Wydarzenia geologiczne	Wydarzenia biologiczne
–0,0002	FANEROZOIK	kenozoik	czwartorzęd	antropocen	pokłady betonu i plastiku	wielkie wymieranie gatunków?
–0,01	holocen	liczne zlodowacenia	człowiek; wyginięcie faun wielkich ssaków
–1,8	plejstocen
–5	trzeciorzęd	pliocen	orogeneza alpejska	rozwój okrytonasiennych, koewolucja kwiatów i owadów; biom stepowy
–23	miocen
–35	oligocen
–54	eocen
–65	paleocen
–145	mezozoik	kreda	koniec okresu: zderzenie z asteroidą	szczyt dinozaurów, gadów latających i morskich oraz amonitów; rozwój ssaków i ptaków; na końcu wielkie wymieranie
–208	jura		dominacja gadów i owadów na lądach; archaeopteryx; szczyt miłorzębów
–246	trias	rozpad Gondwany	szczyt roślin iglastych; początek ekspansji gadów naczelnych, pierwsze ssaki; na końcu wielkie wymieranie
–290	paleozoik	perm		gady ssakokształtne i kotylozaury; na końcu wielkie wymieranie
–360	karbon	połączenie kontynentu Ameryki Płn., Europy i platformy syberyjskiej	rozwój otwornic, skorupiaków, pierwsze owady, dominacja płazów; szczyt paproci drzewiastych, widłaków i skrzypów
–410	dewon		rozwój lądowych roślin naczyniowych; pajęczaki, wije, pierwsze płazy, początek amonitów; na końcu wielkie wymieranie
–510	FANEROZOIK	paleozoik	ordowik	Ameryka Pd., Afryka, Australia, Antarktyda i Indie razem tworzą Gondwanę, inne kontynenty rozproszone	pierwsze zielenice, dominacja akritarchów, konodonty, ramienionogi, szkarłupnie, trylobity; rafy; na końcu wielkie wymieranie
–542	kambr	zaw. tlenu ok. 10% współczesnej	jednokomórkowe glony — akritarchy; liczne stawonogi, gąbki, szczyt trylobitów
–635	PROTEROZOIK	neoproterozoik	ediakar	zaw. tlenu w atmosferze do 1% współczesnej, rozpad Rodinii	organizmy tkankowe, zwierzęta (fauna ediakarska); pierwsze gąbki, liczne glony
–720	kriogen	globalne zlodowacenie, „Ziemia śnieżka”	ubóstwo fosyliów
–1000	ton	trwa superkontynent Rodinia	śladowe skamieniałości; radiacja akritarchów
–1600	mezoproterozoik	początek tektoniki płyt	kolonijne sinice
–2500	paleoproterozoik	powstanie atmosfery tlenowej; zlodowacenia	Eukarya; fotosynteza (masowo); rafy stromatolitowe
–2800	ARCHAIK	neoarchaik	najstarsze skały osadowe	Prokaryota; mikroorganizmy (beztlenowe bakterie?), stromatolity
–3200	mezoarchaik	najstarsze skały zmetamorfizowane	biogeniczne ślady izotopowe 12C/13C
–3500	paleoarchaik	najstarsze kratony Ziemi	najstarsze izotopowe ślady życia?
–4000	eoarchaik		pierwsze organizmy komórkowe?
–4600	HADEIK		początek geologicznej historii Ziemi; „późne ciężkie bombardowanie” meteorytami

Sinice są zaawansowanymi organizmami. Skoro występowały 3,5 miliarda lat temu, to musiały mieć wielu poprzedników, jednak prawdopodobieństwo znalezienia starszych, niezmetamorfizowanych skał ze skamieniałościami jest znikome. W 1996 roku Stephen Mojzsis i in. opublikowali wyniki badań drobin węgla zachowanego w ziarnach apatytu w jednych z najstarszych skał osadowych na Ziemi — wstęgowych formacjach żelazistych Issua i Akilia w zachodniej Grenlandii, datowanych na 3800–3850 mln lat. Analiza izotopowa wykazała znaczne zubożenie węgla w stabilny izotop ¹³C w stosunku do ¹²C, co jest charakterystyczne dla próbek węgla pochodzenia organicznego. W procesach metabolicznych organizmy dyskryminują cięższe izotopy, w efekcie dokonując ich frakcjonowania (niezużyty substrat jest wzbogacony, a przetworzona materia organiczna zubożona w cięższy izotop). Najstarsze próbki grafitu o proporcjach izotopów węgla uważanych za biogeniczne pochodzą ze skał osadowych Labradoru i datowane są na 3,95 mld lat. Niedawno sensacją było odkrycie datowanych na 4,1 mld lat kryształów cyrkonu, zawierających drobiny węgla o biogenicznej proporcji izotopów. Z wczesnego archaiku znane są również liczne stromatolity — formy osadowe, głównie wapienne, niezawierające wyraźnych skamieniałości, ale interpretowane jako pozostałość wielowarstwowych mat bakteryjnych; ich występowanie stało się znacznie częstsze pod koniec archaiku, 2,7–2,5 mld lat temu. Pierwszymi fotosyntetyzującymi organizmami były najprawdopodobniej sinice, żyjące masowo w płytkich wodach w postaci „mat”; maty te, nasycając się wytrącanymi z wody węglanami i okruchami skał krzemionkowych, utworzyły charakterystyczne struktury zwane stromatolitami. Ich kopalne szczątki znajdujemy w wielu miejscach w prekambryjskich osadach, ale bardzo podobne struktury żyją i dzisiaj w niektórych morzach, na przykład u wybrzeża Australii.

Natlenienie atmosfery nastąpiło przed 2,4 mld lat, ale to oznacza, że tlenorodna fotosynteza musiała funkcjonować już wcześniej, a produkowany tlen był pochłaniany przez metan i zredukowane związki mineralne. Jeżeli warunki na Ziemi stały się przyjazne życiu około 4,4 mld lat temu, to na powstanie i początkowy rozwój życia pozostawało około 400 milionów lat.